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UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
MORFOLOGIA E SEDIMENTOLOGIA AO LONGO DO SISTEMA PRAIA - DUNA FRONTAL DE
ILHA COMPRIDA, SP
Daniel Rodrigues do Nascimento Junior
Orientador: Prof. Dr. Paulo César Fonseca Giannini
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
Programa de Pós-Graduação em Geologia Sedimentar
SÃO PAULO 2006
“Nunca cometo o mesmo erro duas vezes.
Já cometo duas, três, quatro, cinco, seis,
até esses erro aprender
que só o erro tem vez.”
Paulo Leminski
ÍNDICE
ÍNDICE DE FIGURAS....................................................................................................................i ÍNDICE DE TABELAS.................................................................................................................iv ÍNDICE DE QUADROS............................................................................................................... iv AGRADECIMENTOS.................................................................................................................viii RESUMO.......................................................................................................................................x ABSTRACT.................................................................................................................................xii CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO.....................................................................................................1 1.1. Considerações iniciais.........................................................................................................1 1.2. Metas e objetivos..................................................................................................................4 CAPÍTULO 2 – CONTEXTO GEOLÓGICO E GEOMORFOLÓGICO..........................................6 2.1. Aspectos geomórficos e unidades antigas.......................................................................6 2.2. Unidades litoestratigráficas cenozóicas............................................................................9
2.2.1. Formação Pariqüera-Açu......................................................................................9 2.2.2. Formação Cananéia...............................................................................................9
2.2.1. Formação Ilha Comprida.....................................................................................10 2.3. Aspectos climáticos...........................................................................................................11 2.4. Padrão de circulação costeira...........................................................................................12 2.5. Marés...................................................................................................................................14 2.6. Ondas..................................................................................................................................14 2.7. Drenagens...........................................................................................................................15 2.8. Vegetação............................................................................................................................15 2.9. Dunas eólicas.....................................................................................................................16 2.10. Minerais pesados.............................................................................................................18 CAPÍTULO 3 – MÉTODOS.........................................................................................................22 3.1. Levantamento bibliográfico...............................................................................................22 3.2. Nomenclatura e base conceitual.......................................................................................22
3.2.1. Perfil de praia.......................................................................................................22 3.2.2. Dunas costeiras...................................................................................................24 3.2.3. Gênese e definições de cordões litorâneos......................................................26
3.3. Atividades de campo..........................................................................................................27 3.3.1. Cálculo da largura e declividade da praia.........................................................28
3.4. Atividades de laboratório..................................................................................................29 3.4.1. Análise granulométrica.......................................................................................29 3.4.2. Análise de minerais pesados..............................................................................30 3.5. Tratamento gráfico-estatístico..........................................................................................32
3.5.1. Inferência de rumos de deriva litorânea pela regra de McLaren & Bowles(1985)...............................................................................................32 3.5.2. Inferência de rumos de deriva litorânea pelo método de Gao & Collins (1992)......................................................................................................33
CAPÍTULO 4 – O SISTEMA PRAIA - DUNA FRONTAL DA ILHA COMPRIDA.......................38 4.1. Resultados baseados em registro histórico, cartográfico e aerofotográfico...............38 4.2. Resultados morfológicos de campo.................................................................................52 4.3. Resultados de distribuição de vegetação nas dunas.....................................................60 4.4. Resultados da análise granulométrica.............................................................................63
4.4.1. Diâmetro médio....................................................................................................64
4.4.2. Desvio-padrão......................................................................................................65 4.4.3. Assimetria.............................................................................................................66 4.4.4. Dedução da deriva litorânea pelo método de McLaren & Bowles (1985).......67 4.4.5. Dedução da deriva litorânea pelo método de Gao & Collins (1992)...............70 4.5. Resultados de análise de minerais pesados...................................................................70 4.5.1. Rochas-fontes......................................................................................................72 4.5.2. Índices de estabilidade mineral..........................................................................75 4.5.3. Verificação gráfica do efeito da razão hidráulica.............................................77 CAPÍTULO 5 – MODELO MORFODINÂMICO PARA O SISTEMA PRAIA - DUNA FRONTAL RECENTE DA ILHA COMPRIDA..................................................................80 CAPÍTULO 6 – CONCLUSÕES..................................................................................................84 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS...........................................................................................89 ANEXO I – TABELAS DE DADOS DA ANÁLISE GRANULOMÉTRICA E DE MINERAIS PESADOS ANEXO II – FOTOMICROGRAFIAS DE MINERAIS PESADOS ANEXO III – BLOCOS-DIAGRAMAS ILUSTRATIVOS DA MORFOLOGIA DO SISTEMA PRAIA - DUNA FRONTAL
ÍNDICE DE FIGURAS 1.1. Mapa de localização e vias de acesso à Ilha Comprida (SP). 22.1. Mapa geológico da planície sedimentar entre Cananéia e Peruíbe e arredores. Baseado em IPT (1981), Passarelli (2001) e Faleiros (2005).
7
2.2. Índices médios de pluviosidade, temperatura e pressão atmosférica medidos na estação meteorológica de Cananéia e Iguape ao longo de 80 anos (Fonte: IPCC-DDC, 1990).
12
2.3. Diagrama de alturas de maré preditas pela estação maregráfica da base avançada do IO-USP, em Cananéia (baseado em Harari & Mesquita, 2003). Nível médio: 0,8 m.
14
2.4. Associações florísticas relacionadas à fixação pioneira de formas dunares no Estado de São Paulo, segundo Hueck (1955). A: associação de Iresine portulacoides. B: associação de Spartina ciliata (vento predominante da esquerda para direita). Baseado em Hueck (1955).
18
3.1. Terminologia usada para designação das várias partes constituintes de sistemas costeiros clásticos associados a praias dominadas por ondas. Baseado em Angulo (1996).
24
3.2. Modelo esquemático proposto por Hueck (1955) para o estabelecimento de depressões interdunares no litoral sul paulista. 1: redemoinho de vento. 2: duna antiga (mais estabilizada e interior) escarpada. 3: frente dunar jovem. 4: falésia dunar expondo denso sistema de raízes. Baseado em Hueck (1955).
25
3.3. Trigonometria utilizada para padronização das medidas de largura da praia, na Ilha Comprida (extraído de Tanaka, 2005).
29
3.4. Cálculo do vetor resultante L a partir de dois vetores previamente aceitos pela regra de McLaren & Bowles (1985), entre estações pertencentes a um mesmo raio de alcance da distância característica (DCR) (no exemplo desta análise, contada a partir da estação A). Um valor adimensional 1 é sempre atribuído aos vetores aceitos pela regra. Entretanto, o valor escalar do vetor comprimento resultante dependerá, como exemplificado, do ângulo entre os vetores aceitos.
34
3.5. Exemplo de reagrupamento de um conjunto de dados a partir de uma distribuição original. 35 3.6. Exemplo de distribuições de vetores obtidas a partir de dados originais a determinado número de iterações, de modo a estabelecer um vetor comprimento crítico (LX) para cada estação.
36
4.1. Fotografias aéreas do extremo nordeste da Ilha Comprida e praia do Leste. Notar, entre as duas datas, o deslocamento da desembocadura de Icapara para NE, a redução da planície de cordões ao interior da praia do Leste, e o desaparecimento de esporão arenoso na praia de Ilha Comprida.
41
4.2. Registro histórico de mudanças ocorridas no entorno do extremo nordeste da Ilha Comprida, entre o final do século XVIII (1776-1800?) e o ano de 1943. Compilado de Geobrás (1966), Teles (1997) e este trabalho.
43
4.3. Registro histórico de mudanças ocorridas no entorno do extremo nordeste da Ilha Comprida, entre o ano de 1953 e o ano 2000. Compilado de Geobrás (1966), Teles (1997) e este trabalho.
44
4.4. Gráficos de distribuição temporal dos registros de medições históricas compilados de Geobrás (1966), Teles (1997) e este trabalho. A: evolução da largura do canal do Valo Grande. B: variação da largura da extremidade nordeste da Ilha Comprida (região do campo de dunas ativo). C: comparação entre o deslocamento rumo nordeste da Ilha Comprida e o deslocamento rumo norte do canal de Icapara. D: comparação entre o deslocamento rumo nordeste da Ilha Comprida e a evolução da largura da sua extremidade nordeste.
46
i
4.5. Esquema ilustrativo da dinâmica de meandramento do canal de Icapara. A seta vermelha indica o rumo resultante de transporte sedimentar (no desenho da direita, está representado apenas o transporte trativo de carga de fundo).
48
4.6. Erosão próximo ao extremo nordeste da praia de Ilha Comprida (distância 59 km no sentido SW-NE, zona correspondente à antiga projeção costeira), evidenciada pela presença de construções destruídas sobre a face da praia.
49
4.7. Falésia viva imposta em terraço de duna frontal: evidência de erosão recente, a 60 km de distância ao longo da praia da Ilha Comprida, no sentido SW-NE.
50
4.8. Foto superior: vista aérea (para sudoeste) da região do campo de dunas ativo, próximo à extremidade nordeste da Ilha Comprida (fonte: Carneiro, 1995). Foto inferior: aspecto local do mesmo campo de dunas, a 6 quilômetros do canal de Icapara (distância 57 km em rumo SW para NE), e a cerca de 200 metros da praia.
51
4.9. Variação na declividade (símbolo quadrado, em vermelho) e na largura da praia (símbolo circular, em azul) ao longo do sistema praia - duna frontal da Ilha Comprida. O eixo das ordenadas possui valores em graus para a declividade, e em metros para a largura da praia (cujos valores foram divididos por 100, para fins de visualização e comparação).
53
4.10. Acima: ocorrência de berma e cúspides associados em região de morfodinâmica intermediária, a 3 km de distância da ponta sudoeste da praia. Notar reentrâncias da água do mar por ocasião da maré alta. Abaixo: terraço de duna frontal incipiente, franja eólica e ampla face praial (da esquerda para a direita), em setor de morfodinâmica dissipativa (distância 48km, rumo NE).
54
4.11. Variação na altura de dunas frontais incipientes (DFIs) ao longo do sistema praia - duna frontal da Ilha Comprida.
55
4.12. Nebkhas isolados sobre ampla franja eólica (com marcas onduladas). Ao fundo, presença de córrego, em trecho paralelo à praia. Distância 6 km ao longo da praia, de SW para NE.
56
4.13. Rampa de duna frontal incipiente (DFI) apoiada sobre falésia de duna frontal estabelecida (DFE). Ponto situado a 24 km de distância ao longo da praia, no sentido SW-NE.
57
4.14. Sucessão de cordões subparalelos de dunas frontais estabelecidas (DFEs), bem preservados. Ponto situado a 24 km de distância ao longo da praia, no sentido SW-NE.
58
4.15. Representação esquemática e distribuição espacial dos quatro tipos mais comuns de associação morfológica do sistema praia - duna frontal da Ilha Comprida. C: Cordões de dunas frontais em praia dissipativa. T: Terraço de DFI em praia com franja eólica, em praia dissipativa. R: Rampa de DFI sobre escarpa de duna mais antiga/estabelecida, em praia intermediária a dissipativa. N: Nebkhas isolados sobre terraço recoberto por franja eólica, em praia intermediária a dissipativa.
59
4.16. Distribuição das morfologias de praia e DFIs ao longo do sistema praia - duna frontal da Ilha Comprida.
60
4.17. Fotos das espécies vegetais de ocorrência mais freqüente nas DFIs de Ilha Comprida. Acima, à esquerda, Spartina ciliata, no ponto 27. Acima, à direita, Ipomea pes-caprae, no ponto 46. Centro, à esquerda, Hydrocotyle umbellata, no ponto 21. Centro, à direita, Iresine portulacoides, no ponto 27. Abaixo, Ipomea litoralis, no ponto 58. Numeração de todos os pontos refere-se à distância em km, ao longo da praia, de SW para NE.
61
4.18. Distribuição da ocorrência de vegetação nas dunas frontais incipientes (DFIs) ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida.
62
ii
4.19. Distribuição média de freqüências granulométricas de bioclastos em amostras de praia (A). Contribuição média de bioclastos para a distribuição de freqüências granulométricas de amostra total (terrígenos mais bioclastos) (B). Os intervalos da classe areia muito fina (2,75, 3,25, 3,75 phi) não apresentaram teores significativos em bioclastos.
64
4.20. Variação de diâmetro médio da fração areia, ao longo da praia (à esquerda) e das dunas frontais incipientes, de SW para NE. Os símbolos n, r e α correspondem respectivamente a número de amostras, coeficiente de correlação linear e nível de significância (por teste de regressão unicaudal t de Student).
65
4.21. Variação de desvio-padrão da fração areia, ao longo do sistema praia - duna frontal, de SW para NE. Os símbolos n, r e α correspondem respectivamente a número de amostras, coeficiente de correlação linear e nível de significância (por teste de regressão unicaudal t de Student).
66
4.22. Variação de assimetria da fração areia, ao longo do sistema praia - duna frontal, de SW para NE. Os símbolos n, r e α correspondem respectivamente a número de amostras, coeficiente de correlação linear e nível de significância (por teste de regressão unicaudal t de Student).
67
4.23. Gráficos comparando tendências de distribuição dos parâmetros estatísticos entre os primeiros 10 km e os últimos 53 km (rumo SW-NE) do sistema praia - duna. Símbolo circular azul representa amostras de praia, enquanto o símbolo triangular vermelho representa amostras de duna frontal incipiente. Os símbolos n, r e α correspondem respectivamente a número de amostras, coeficiente de correlação linear e nível de significância (por teste de regressão unicaudal t de Student).
69
4.24. Vetores orientados para NE, aceitos pelo programa GSTAST para a praia da Ilha Comprida. O vetor mais a SW corresponde à distância longitudinal 15km (de SW para NE), e o a NE, à distância 52 km.
70
4.25. Distribuição dos teores em massa de minerais pesados na fração areia muito fina da praia (à esquerda, símbolo circular) e das dunas frontais incipientes (à direita, símbolo triangular), de Sw para NE, ao longo do sistema praia - duna frontal da Ilha Comprida.
71
4.26. Variação dos índices de estabilidade de minerais pesados na praia (à esquerda, símbolo circular) e nas DFIs (à direita, símbolo triangular), no sentido de SW para NE. Os símbolos n, r e α correspondem respectivamente a número de amostras, coeficiente de correlação linear e nível de significância (por teste de regressão unicaudal t de Student).
76
4.27. Comparação entre as freqüências de contagem de epídoto e de alterita na praia (à esquerda, símbolo circular) e nas DFIs (à direita, símbolo triangular), no sentido de SW para NE. Os símbolos n, r e α correspondem respectivamente a número de amostras, coeficiente de correlação linear e nível de significância (por teste de regressão unicaudal t de Student).
77
4.28. Variação dos somatórios de minerais pesados por agrupamento de “mais equidimensionais e densos” (zircão, rutilo, estaurolita, granada e monazita) versus “mais alongados e menos densos” (turmalina, hornblenda, cianita, sillimanita, andaluzita, epídoto, hiperstênio, clinopiroxênios e tremolita) na praia (à esquerda, símbolo circular) e nas DFIs (à direita, símbolo triangular), no sentido de SW para NE. Os símbolos n, r e α correspondem respectivamente a número de amostras, coeficiente de correlação linear e nível de significância (por teste de regressão unicaudal t de Student).
78
4.29. Variação de minerais pesados ultraestáveis por agrupamento de “zircão mais rutilo versus turmalina” na praia (à esquerda, símbolo circular) e nas DFIs (à direita, símbolo triangular), no sentido de SW para NE. Os símbolos n, r e α correspondem respectivamente a número de amostras, coeficiente de correlação linear e nível de significância (por teste de regressão unicaudal t de Student).
79
iii
5.1. Modelo evolutivo de crescimento sedimentar da barreira de Ilha Comprida durante o Holoceno. Detalhado de Giannini et al. (2003a) e Guedes (2003).
82
5.2. Gráfico de retas de ocorrência ilustrando a síntese morfodinâmica do sistema praia - duna frontal ativo da Ilha Comprida. A – pontos ao longo do sistema praia - duna frontal; B – morfologia das DFIs: R (rampa), N (nebkha), C (cordão) e T (terraço); C – presença de franja eólica ao sopé das DFIs; D – feições da região pós-praia (sem pós-praia definido, quando em branco); E – regime morfodinâmico interpretado para a praia: ID (intermediário-dissipativo), IR (intermediário-reflexivo), DC (dissipativo com cúspides) e DI (dissipativo); F – regime de quebra de ondas sobre a praia (classificação de Galvin, 1968); G – deriva litorânea interpretada. O traço vermelho que atravessa todas as retas de ocorrência marca a zona interpretada como de divergência das células de deriva litorânea longitudinal.
83
ÍNDICE DE TABELAS 4.1. Largura do canal do Valo Grande medida em diferentes épocas. Formas de medição: direta (fonte negra), direta originalmente em unidades de palmos (1 palmo equivalia a 22 cm durante o período histórico do Império no Brasil; INMETRO, 2006) (fonte vermelha), e direta por topografia (fonte azul). Extraído de Geobrás (1966).
39
4.2. Acervo de mapas baseados em levantamento de campo ou fotointerpretação (*) realizados em diferentes épocas na região do canal de Icapara. Base de dados extraída de Geobrás (1966, fonte azul), Teles (1997, fonte vermelha), e este trabalho.
40
A1.1. Distribuição granulométrica e parâmetros estatísticos das amostras de espraiamento. II A1.2. Distribuição granulométrica e parâmetros estatísticos das amostras de crista de duna frontal. III A1.3. Distribuição de freqüência (bruta) de contagem de minerais pesados em amostras de espraiamento.
IV
A1.4. Distribuição de freqüência (bruta) de contagem de minerais pesados em amostras de crista de dunas frontais.
V
ÍNDICE DE QUADROS 2.1. Legenda da Figura 2.1, constando de litologias, unidades e idades. Modificado de IPT (1981), Passarelli (2001) e Faleiros (2005).
8
A2.1. Topo: epídoto comum (pistachita), exibindo cores vivas de interferência típicas (“manto de alequim”) (amostra IC-05P). Centro: epídoto cristalino, raro nos sedimentos estudados (IC-01P). Base: turmalina castanha comum (schorlítica) (IC-21P). Nicóis paralelos (N//) à esquerda, nicóis cruzados (NX) à direita.
II
A2.2. Topo: turmalina azul (elbaítica), exibindo absorção da cor natural a nicóis cruzados (IC-63P). Centro: hornblenda, com borda serrilhada e cores típicas (IC-23D). Base: hornblenda magnésio-hastingsítica, exibindo coloração natural castanha (IC-23P). Nicóis paralelos (N//) à esquerda, nicóis cruzados (NX) à direita.
III
A2.3. Topo: zircão alongado prismático, apresentando várias inclusões (IC-39D). Centro: estaurolita rara, preservando geminação em forma de apêndice (IC-05P). Base: rutilo raro, apresentando geminação “em joelho” (IC-37D). Nicóis paralelos (N//) à esquerda, nicóis cruzados (NX) à direita.
IV
A2.4. Topo: rutilo raro, de tom claro e apresentando geminação tipo polissintética, oblíqua à elongação (IC-15P). Centro: sillimanita comum, com típicas clivagem bem definida e cores de
V
iv
interferência de 2a. ordem (IC-21P). Base: cianita apresentando típicas clivagens perpendiculares bem definidas (IC-21P). Nicóis paralelos (N//) à esquerda, nicóis cruzados (NX) à direita. A2.5. Topo: andaluzita exibindo inclusões carbonosas típicas (nicóis cruzados à esquerda) (IC-19D). Centro: dois grãos de hiperstênio, apresentando típico pleocroísmo verde-rosa (sutil) em matizes opostos, conforme a posição (IC-21P). Base: à esquerda, granada comum (almandina?) apresentando alteração superficial em forma de picoteamentos (IC-15P); à direita, granada (almandina?) levemente rosada (IC-09D). Nicóis paralelos (N//) à esquerda e nas figuras da base, nicóis cruzados (NX) à direita.
VI
A2.6. Tremolita tipicamente fibrosa, com cores de interferência diagnósticas (IC-11D). Nicóis paralelos (N//) à esquerda, nicóis cruzados (NX) à direita.
VII
A3.1. Topo, à esquerda: foto do km 02 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (dunas frontais incipientes – nebkhas), FE-BE (franja eólica superposta a berma, com escarpas alternadas), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
II
A3.2. Topo, à esquerda: foto do km 03 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (dunas frontais incipientes – nebkhas), FE-BE (franja eólica superposta a berma), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
III
A3.3. Topo, à esquerda: foto do km 06 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (dunas frontais incipientes – nebkhas), FE-BE (ampla franja eólica superposta a berma, escavada em cúspide), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
IV
A3.4. Topo, à esquerda: foto do km 15 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: PLD (paleodunas isoladas), DFI (dunas frontais incipientes – nebkhas), BE (berma escavada em cúspide), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
V
A3.5. Topo, à esquerda: foto do km 63 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (dunas frontais incipientes – nebkhas – isoladas), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
VI
A3.6. Topo, à esquerda: foto do km 12 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (cordão escarpado de duna frontal estabelecida), DFI (duna frontal incipiente – rampa), FE (franja eólica), BE (berma escavada em cúspide), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
VII
A3.7. Topo, à esquerda: foto do km 21 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: PLD (cordão de paleoduna escarpado), DFI (duna frontal incipiente – rampa pequena), FE (franja eólica), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
VIII
A3.8. Topo, à esquerda: foto do km 22 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (cordão de duna frontal estabelecida escarpado), DFI (duna frontal incipiente – rampa), FE (franja eólica), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
IX
A3.9. Topo, à esquerda: foto do km 04 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (cordão baixo de duna frontal estabelecida), DFI (duna frontal incipiente – cordão assimétrico cavalgante), FE (franja eólica), BE (berma escavada em cúspide), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
X
v
A3.10. Topo, à esquerda: foto do km 07 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (cordão oblíquo de duna frontal estabelecida), DFI (duna frontal incipiente – cordão coalescido), FE (franja eólica) BE (berma escavada em cúspide), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
XI
A3.11. Topo, à esquerda: foto do km 10 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (duna frontal incipiente – cordão assimétrico), FE (franja eólica), BE (berma escavada em cúspide), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
XII
A3.12. Topo, à esquerda: foto do km 14 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (dunas frontais incipiente – cordão), FE (franja eólica), BE (berma escavada em cúspide), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
XIII
A3.13. Topo, à esquerda: foto do km 23 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (duna frontal estabelecida com ruptura de deflação), DFI (duna frontal incipiente – cordão), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XIV
A3.14. Topo, à esquerda: foto do km 28 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (duna frontal incipiente – cordão alto), FE (franja eólica), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XV
A3.15. Topo, à esquerda: foto do km 29 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (duna frontal incipiente – cordão sinuoso), FE (franja eólica), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XVI
A3.16. Topo, à esquerda: foto do km 33 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (duna frontal incipiente – cordão assimétrico), FE (franja eólica), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XVII
A3.17. Topo, à esquerda: foto do km 50 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (terraço de duna frontal estabelecida), DFI (duna frontal incipiente – cordão), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XVIII
A3.18. Topo, à esquerda: foto do km 52 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (cordão aplainado de duna frontal estabelecida), DFI (duna frontal incipiente – cordão aplainado), FE (franja eólica), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XIX
A3.19. Topo, à esquerda: foto do km 55 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (duna frontal incipiente – cordão), FE (franja eólica), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XX
A3.20. Topo, à esquerda: foto do km 01 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (duna frontal incipiente – terraço sinuoso), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
XXI
A3.21. Topo, à esquerda: foto do km 05 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (terraço chato de duna frontal estabelecida), DFI (duna frontal incipiente – terraço achatado), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
XXII
vi
A3.22. Topo, à esquerda: foto do km 11 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: PLD (paleoduna com ruptura de deflação ativa), DFI (duna frontal incipiente – terraço chato), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
XXIII
A3.23. Topo, à esquerda: foto do km 26 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (dunas frontais incipientes – terraços pequenos e isolados), FE (franja eólica ampla), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XXIV
A3.24. Topo, à esquerda: foto do km 40 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (duna frontal incipiente – terraço), FE (franja eólica), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
XXV
A3.25. Topo, à esquerda: foto do km 41 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (duna frontal incipiente – terraço), FE (franja eólica sinuosa), PD (praia de morfodinâmica dissipativo).
XXVI
A3.26. Topo, à esquerda: foto do km 44 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (terraço de duna frontal estabelecida, separada de DFI por swale - depressão), DFI (duna frontal incipiente – terraço curto), FE (franja eólica), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XXVII
A3.27. Topo, à esquerda: foto do km 49 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (terraço de duna frontal estabelecida), DFI (duna frontal incipiente – terraço alto), FE (franja eólica), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XXVIII
A3.28. Topo, à esquerda: foto do km 54 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (corsão de duna frontal estabelecida coalescido a DFI), DFI (duna frontal incipiente – terraço escarpado), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XXIX
A3.29. Topo, à esquerda: foto do km 60 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (dunas frontais incipientes – terraço escarpado), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XXX
vii
AGRADECIMENTOS
Tal como na ocasião de meu trabalho de formatura, são muitos a agradecer. Entre os
mais lembrados:
• A toda minha família, que sempre incentivou-me (de todas as maneiras possíveis) a fazer o
que eu gostava.
• Ao professor Sérgio Citroni, pelo apoio inicial e pela indicação “mais do que acertada”
quanto ao programa de pós-graduação a seguir, em relação ao campo de estudo e
orientador.
• Orientador que, aliás, sempre superou qualquer previsão mais otimista de minha parte. O
professor Paulo César F. Giannini não é apenas um excelente orientador. É um amigo e
uma pessoa que, como poucos, não esmorece mesmo ante a dificuldades de todo tipo.
• Ao amigo “petroleiro” Carlos Guedes (Sphínkter), o verdadeiro “dono” da Ilha Comprida, e
pessoa que me acolheu nos primeiros dias de metrópole, mesmo sem me conhecer e
sendo seu concorrente no mestrado. Também sou muito grato por me trazer ao meio
cestobolista da geologia, e por não ter mais de sofrer sua marcação implacável (hehehe).
• Aos primeiros “colegas” de sala: Lucas Warren (Falcon) e André Sawakuchi (Fruta). A
palavra entre aspas indica apenas que os citados dividiam o mesmo recinto comigo. Mas
são grandes amigos de todas as horas, e sou muito grato pelas conversas animadas (na
sala 7 ou nas festas), pelos arquivos de música compartilhados, por excelentes
oportunidades de trabalho indicadas, e pela enorme ajuda com pesquisa.
• À amiga “nipo-boliviana” Ana Paula B. Tanaka (Treme-treme), pela enorme e indispensável
ajuda com este trabalho, e por todos os momentos discontraídos. Valeu!
• À amizade e ajuda técnica de laboratório fornecidas pela Elaine Sinfrônio, Mariana
Victorino, Rodolfo Marinho, Jaqueline Sanchez, André, Cecília e Vítor. Muito obrigado,
mesmo!
• Aí, aí: a todos os companheiros da república Panapia, de todas as “épocas”: Rafael
Bittencourt (Cofrinho), Jonas Mota, Érico Mazini (Infiadinho), Rubens Pereira (Pelinha),
Fabiana (Paraíba), Pedro Reis (Vagina), Marcos Hartwig (Seqüela), Carlos F.S. Duarte
(Maricon), Bruno Albiero (Minicraque), Daniel Sales (Kavernozo) e Giovani Moreira
(Gyowá!!). Todos eles, amigos de tantas festas, bate-papos e momentos de
vagabundagem. Não fosse por vocês, eu teria terminado essa dissertação muito antes, mas
não teria a mesma graça (hehehe).
viii
• Aos demais amigos do basquete (“atividade anti-stress”): Rodrigo Santini (Trawekoh),
Carlos Maldaner (Assado), Samar Steiner, Ingo Wahnfried (Lalas), Guilherme Rampazzo
(KH-Grosso) e Pamonha. Também a excelente comissão técnica: Diego Florez e Gabriel.
Obrigado por tantos treinos e partidas emocionantes (às vezes até divertidas...).
• Aos amigos que tornam a rotina do “corredor C” muito mais suportável: Rodrigo Marques
(Portuga), Gabriel Perez, Cleber Calça, Rafael Casati, Fernanda Quaglio, Paula Amaral (π),
Paula Rendón, Chahrazed Morenghi (Chá), Milene Fornari e Maria Carolina Miranda. E por
todo os momentos de conversa, piadas e diversão durante os “rituais sagrados” (almoço,
café, chocolate, etc.).
• Ao meu primo Bruno Morier que, a despeito de meus problemas e dificuldades, me acolheu
no momento de maior concentração em torno desta dissertação. Valeu Brunão!
• À CAPES, pelo apoio financeiro através de bolsa de mestrado, e à FAPESP, pelo apoio
financeiro ao projeto de pesquisa em que se inseriu este trabalho (Processo 01/01732-8).
A todos estes, e ainda outros que por qualquer motivo não foram citados e/ou lembrados,
meu muito obrigado.
ix
RESUMO
A Ilha Comprida, localizada no litoral sul do Estado de São Paulo, é uma ilha-barreira
arenosa holocênica de 63 km de comprimento por até 5 km de largura, limitada a SW pela
desembocadura de Cananéia, e a NE, pela desembocadura de Icapara. Seu sistema praia -
duna frontal teve grande variação no tempo, como evidenciado por sucessivos truncamentos
de cordões litorâneos. Em escala de tempo mais restrita, dentro dos últimos 200 anos, coberta
pelo registro histórico e cartográfico e por fotografias aéreas, as mudanças morfológicas mais
significativas concentram-se no extremo nordeste da ilha. Incluem a variação de largura na
área hoje caracterizada pelo máximo estrangulamento da ilha, a formação de um pequeno
campo de dunas transgressivo nesta mesma área, o surgimento em 1943 de uma projeção da
linha de costa, atualmente em estágio avançado de erosão, e o aparecimento intermitente e
sucessivo de embaiamentos lagunares no setor adjacente da ilha de Iguape. A abertura do
canal artificial do Valo Grande, em 1852, atuou de modo direto ou indireto em pelo menos parte
destas mudanças. O aumento de vazão, de retrabalhamento de sedimentos arenosos e
portanto de aporte de carga de fundo, devido ao Valo Grande, induziu o surgimento de ilhas
arenosas e a formação de “manchas de areia” no fundo do canal lagunar, bem como a
intensificação da dinâmica de meandramento da desembocadura de Icapara, implicando
possível aceleração na migração desta desembocadura rumo NE e no próprio crescimento
longitudinal da barreira.
O sistema praia - duna frontal da Ilha Comprida apresenta também grande variação no
espaço, evidenciada pela alternância ao longo de sua extensão de morfologias diferentes, o
que pode ser atribuído à intercalação entre setores de caráter deposicional e erosivo. As
extremidades da barreira caracterizam-se pela ocorrência marcante de pequenos campos de
nebkhas sobre terraços baixos de dunas frontais (<0,5 m). A presença dessas feições pode ser
relacionada à contínua progradação próximo às desembocaduras lagunares de Icapara e de
Cananéia. A zona erosiva mais evidente encontra-se na extensão centro-sul da praia, como
evidenciado pela ocorrência de cordões antigos truncados pela linha de costa atual, e pela
redução em tamanho de dunas frontais ativas incipientes e estabelecidas, as quais aparecem
por vezes com falésias vivas associadas. Na mesma região, a morfodinâmica muda de regime
dissipativo para intermediário, com presença de cúspides de espraiamento e berma. Esta
região, ademais, concentra a mais alta variabilidade e complexidade de morfologia de dunas
(i.e. cordões de dunas incipientes e estabelecidas obliquamente amalgamadas), além de uma
concentração maior de dunas do tipo rampa. No restante do sistema, predomina ampla face de
x
praia de baixa declividade (média de 0,66o), com tendência para formas mais estáveis de
dunas frontais (terraços e cordões).
Medidas estatísticas de distribuição granulométrica (diâmetro médio, desvio-padrão e
assimetria) obtidas através do método dos momentos de Pearson, permitiram inferir, pela regra
de McLaren, duas células de deriva litorânea longitudinal principais. A célula nordeste, dirigida
para NE, abrange aproximadamente 53 km, e a célula sudoeste toma em sentido oposto (SW)
os restantes 10 km. As duas zonas de pólo deposicional de deriva são caracterizadas por
amplos e baixos terraços de dunas frontais incipientes progradacionais. A zona de divergência
entre as células de deriva coincide com a região de erosão costeira mais intensa.
A distribuição em massa de minerais pesados é concordante com o transporte
longitudinal verificado. Responde a isso a tendência de aumento de minerais de menor
equivalente hidráulico (em geral, quimicamente mais instáveis) a despeito da redução de
minerais de equivalente hidráulico mais alto (em geral, quimicamente mais estáveis) no rumo
de transporte.
A integração dos resultados obtidos por análise morfológica (fotointerpretação e estudo
de feições de campo) e sedimentológica (granulometria e minerais pesados) permitiu
estabelecer um modelo morfodinâmico para o sistema praia - duna frontal recente da Ilha
Comprida. Neste modelo, a fase final de evolução da ilha é atribuída tanto à superação do
obstáculo ao crescimento longitudinal exercido pelo morro de Icapara, quanto ao incremento de
carga sedimentar na desembocadura de Icapara, induzido pela abertura do Valo Grande.
xi
ABSTRACT
Ilha Comprida is a Holocene sandy barrier-island located on the south coast of São
Paulo State, 63 km long and 2 to 5 km wide. Its transverse boundaries are Cananéia and
Icapara inlets, at the SW and NE, respectively. The beach-foredune system of Ilha Comprida
have experienced intense morphological variation in time, as showed by the successive
truncations of littoral ridges. In a more restricted time-scale (at least 200 years) as covered by
historical and cartographic records and aerial photographs, the most relevant changes have
occurred on the northeast extremity of the island. These changes include: i) variation in width at
the present most narrow region; ii) formation of a little transgressive dunefield (2 km2) in the
same region; iii) initiation (in 1943) of a projection in the coastline, actually in advanced
erosional state; iv) intermittent and successive appearing of lagoonal embayments at the
neighboring sector of the Iguape island. The opening of the Valo Grande artificial channel, in
1852, acted either directly and indirectly on these changes. The increase of sedimentary bed-
load supply induced the appearance of sand islands and submerged sand patches along the
lagoonal channel. Beside this, the increasing meandering of Icapara inlet forced its rapid
migration to the NE, and the longitudinal growing of the barrier.
The beach-foredune system also shows great variability alongshore, observed on the
morphologic alternance of depositional and erosional sectors. The tips of the barrier are
characterized by the marked occurrence of small nebkha fields on foredune terraces (up to 0.5
m high). These aeolian morphological features can be related with a continuous progradation
nearly Icapara and Cananéia inlets. The most-evidenced erosional zone stays at the mid-
southwestern portion of the beach, as observed on the truncation of former beach and foredune
ridges by the present coastline, and on the reduction in size of active incipient and established
foredunes (that often appears with active cliffs). In the same region, the coastal
morphodynamics changes from dissipative to intermediary beach, with presence of swash
cusps and berm. Moreover, this site concentrates the highest variability and complexity of dune
morphology (e.g. obliquely amalgamated incipient and established foredune ridges), beyond a
increasing occurrence of ramp foredunes. In the remains of the beach-dune system, large
shorefaces of low declivity (0.66o in mean), with tendency to more stable shapes of foredunes
(terraces and ridges), are dominant.
Statistical measures on the distribuition of granulometric frequencies (mean diameter,
standard deviation, skewness), calculated through the Pearson’s moments method, indicate
according to the McLaren rule two main longshore drift cells. The northeastern cell, oriented
towards the NE, comprises about 53 km. The southwestern cell, comprising the remaining 10
xii
km, is oriented towards the SW. The two depositional poles of longshore drift cells are
characterized by wide and flat progradational, incipient foredune terraces. The divergence zone
among these longshore cells drift coincides with the zone of the most intense coastal erosion.
The mass distribution of heavy minerals is in agree with the deduced directions of
longshore transport. This fact is confirmed by the tendency of increasing concentration of
minerals with minor hydraulic equivalence (usually, more unstable minerals) in despite of
reduction of minerals with high hydraulic equivalence (usually, more stable minerals) along the
net longshore drift direction.
The integration of data obtained by morphologic analysis (interpretation of aerial
photographs and field features) and sedimentology (grain size, heavy minerals), allowed to
postulate a morphodynamic model for the recent beach-foredune system of Ilha Comprida.
According to this model, the late phase of barrier evolution is related both to the surpassing an
obstacle to longitudinal growth (Icapara hill), and to the increasing sedimentary input at the
Icapara inlet, favored by the opening of the Valo Grande channel.
xiii
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO
1.1. Considerações iniciais
A ilha-barreira denominada Ilha Comprida corresponde à área do município de mesmo
nome no Estado de São Paulo. Estende-se de NE para SW desde a desembocadura lagunar
de Icapara, a sul da foz do rio Ribeira de Iguape, até a desembocadura de Cananéia,
totalizando cerca de 63 km de extensão por 3 a 5 km de largura (Figura 1.1). Esta ilha é
constituída predominantemente de sedimentos arenosos quaternários, dispostos em sua maior
parte na forma de alinhamentos de cordões litorâneos, que são expressão geomorfológica de
uma barreira progradante. Integra o “sistema lagunar Iguape-Cananéia” de Tessler (1982),
também designado por outros autores de “estuarino-lagunar” (Miranda et al., 1995; Bonetti
Filho, 1995). Sua evolução durante o Quaternário, baseada em modelo de variação do nível
relativo do mar, foi primeiramente proposta por Suguio & Martin (1978a). No entanto, antes
disso, um estudo detalhado sobre a evolução sedimentar da Ilha Comprida já fora apresentado
pela empresa Geobrás Engenharia e Fundações S.A. (Geobrás, 1966), apoiado em registros e
cartas náuticas do fim do século XIX e em fotografias aéreas. A finalidade era conhecer o
padrão de células de deriva litorânea atuantes na região. Nesse estudo, apontou-se uma taxa
elevada de crescimento longitudinal da extremidade NE da ilha desde 1882 (35 m/ano),
magnitude semelhante à da erosão (32 m/ano), na margem oposta da desembocadura lagunar
(Praia do Leste, na Ilha de Iguape). O trabalho demonstrava a importância de se conhecer a
dinâmica sedimentar atuante na região da Ilha Comprida, e seus fatores controladores, para
finalidade de planejamento da ocupação.
1
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 1.1. Mapa de localização e vias de acesso à Ilha Comprida (SP).
A dinâmica de erosão e sedimentação em barreiras progradantes, como é o caso da
Ilha Comprida, pode ser caracterizada através de feições morfológicas tais como a
coalescência e truncamento de cordões litorâneos. Praias ativas também apresentam seus
indicadores, incluindo mudanças históricas na largura e na conformação local de esporões
arenosos e desembocaduras. Feições desse tipo podem ser facilmente assinaladas por
estudos fotointerpretativos. Feições mais localizadas, em adição, podem ser observadas em
campo, como o “avanço” da praia por sobre casas e dunas costeiras.
Como princípio de abordagem de áreas costeiras, pode-se considerar que a dinâmica
recente, por exemplo deriva litorânea, apontada pela distribuição espacial de feições erosivas
ou deposicionais específicas e de parâmetros morfomértricos de praia, deve refletir-se e pode
portanto ser testada na distribuição de resultados texturais e mineralógicos (Giannini et al.
2004). Este princípio torna-se ainda mais produtivo se aplicado às propriedades morfológicas e
sedimentológicas de sistemas naturais integrados, como é o caso do sistema praia - duna
frontal recente. A presente Dissertação de Mestrado insere-se nesse contexto, buscando testar
a eficiência de caracteres sedimentológicos na inferência da deriva observada por critérios
morfológicos.
2
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Na Ilha Comprida, o primeiro estudo direto nessa direção foi o de Barcelos (1975),
porém a análise sedimentológica foi aplicada a número limitado de amostras (apenas quatro
para o ensaio textural), voltada à proposta central de comparar os atributos sedimentológicos
de pequeno número de “subambientes” deposicionais; na praia, considerada como um desses
subambientes, as amostras foram coletadas ao nível das marés alta e baixa. Posteriormente,
Tessler (1988) utilizou-se de padrões de circulação atmosférica locais, de amostragem em
cordões interiores e de dados, principalmente granulométricos, de 14 pontos ao longo da praia
para deduzir o rumo de transporte sedimentar. Mais tarde, também com base em granulometria
(16 amostras) e em imagens de satélite, Souza (1997) reconheceu uma zona de divergência de
células de deriva litorânea longitudinal no centro-sul da Ilha Comprida. Por fim, Giannini et al.
(2003b) e Guedes (2003) assinalaram possíveis indicadores texturais e mineralógicos de deriva
litorânea na ilha, mas em especial para cordões interiores, a exemplo de Tessler (1988). Como
já ressaltado por Guedes (2003), um estudo sedimentológico detalhado na praia atual, de
modo a verificar a consistência dos supostos padrões de deriva litorânea, não foi até agora
realizado. Os dados sedimentológicos obtidos por Barcelos (1975), por exemplo, além de
escassos, não foram voltados a esse tipo de abordagem.
Embora a granulometria venha sendo mais utilizada, a mineralogia também pode ser
importante critério auxiliar na interpretação do rumo de transporte sedimentar, particularmente
os minerais pesados. Neste caso, destaca-se seu uso com base em relações de densidade e
forma das partículas (Rubey, 1933; Rittenhouse, 1943), e no efeito diferencial da seleção
hidráulica progressiva sobre diferentes tipos de minerais pesados (Suguio, 1980; Giannini,
1993; Giannini et al., 2003b,c, 2004).
Sabe-se que a assembléia mineral de determinado sedimento ou rocha sedimentar é
função de quatro variáveis principais: proveniência, transporte, modo e/ou ambiente
geoquímico de deposição, e diagênese e/ou litificação (e.g. Suttner, 1974; Ingersoll et al.,
1984). O efeito da modo de deposição pode ser considerado quase homogêneo nos
sedimentos atuais da Ilha Comprida, ao longo de seu sistema praia - duna frontal;
analogamente, a influência da diagênese e litificação pode ser considerada muito pequena,
pois se trata de sedimentos inconsolidados, com tempo muito reduzido para a ação destes
processos. Dessa forma, a proveniência, e a seleção físico-química ou hidráulica durante o
transporte sedimentar, no que pesa a deriva litorânea, devem ser as variáveis principais
controladoras da mineralogia.
A quantificação dos minerais pesados constituintes, ademais, fornece informações
sobre áreas-fontes primárias. Particularidades de cada espécie mineral, como crescimento
secundário e texturas superficiais indicativas de dissolução, podem ainda, em alguns casos,
3
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
serem não herança da rocha ou área fonte primária, mas sim indicativos de processos sin e
pós-deposicionais em depósitos sedimentares preexistentes. Na área em questão, trabalhos
como os de Petri & Suguio (1973), Barcelos (1975), Tessler (1982, 1988), Giannini (1987) e
Guedes (2003) forneceram vários indícios de rochas fontes primárias para os depósitos
costeiros quaternários. Um estudo detalhado no sistema praia - duna frontal baseado nestas
informações apresenta-se muito útil para verificar as condições recentes de fornecimento, e
para, em comparação com a mineralogia de depósitos quaternários mais antigos, testar
hipóteses de retrabalhamento de sedimentos preexistentes.
Quanto às dunas eólicas, a Ilha Comprida possui uma série de alinhamentos que, por
sua dimensão e preservação, são consideradas os melhores exemplos de paleodunas do
Estado de São Paulo (Guedes, 2003). Barcelos (1975) afirma que os alinhamentos de cristas
de dunas posicionam-se subparalelamente à praia atual e possuem alturas que atingem entre 7
e 8 m, e larguras que vão de 100 a 200 m. Segundo Suguio & Petri (1973), as cristas de dunas
mais interiores, cobertas por vegetação, encontram-se estabilizadas. As outras, mais externas,
apresentariam menor ou maior grau de atividade, crescente conforme a proximidade à praia.
Porém, tais dunas eólicas nunca foram estudadas detalhadamente quanto à mineralogia,
especialmente do ponto de vista da proveniência.
Vale destacar que o conhecimento da dinâmica e proveniência sedimentar atual, seja
esta natural ou induzida pelo homem, é pressuposto fundamental para projetos de minimização
e controle de erosão, e planejamento da ocupação.
1.2. Metas e objetivos
Os objetivos maiores ou metas do plano de pesquisa desta dissertação de mestrado
são:
1- Descrever a morfologia geral e os padrões de variação longitudinal do sistema praia - duna
frontal recente da Ilha Comprida.
2- Fornecer informações referentes à distribuição espacial de atributos texturais e
mineralógicos ao longo da ilha, em seu sistema praia-duna atual, de modo a entender os
fatores geológicos controladores desta distribuição.
3- Fornecer subsídios, baseados em aspectos morfológicos, texturais e mineralógicos, para
aferir seu padrão de circulação litorânea atual e auxiliar na reconstituição da evolução da
Ilha Comprida no Holoceno tardio.
4
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
De forma a alcançar as referidas metas, foram relacionados os seguintes objetivos
específicos:
1- Efetuar um levantamento bibliográfico sobre uso de propriedades texturais e mineralógicas
para dedução de rumo de transporte e proveniência de sedimentos em costas dominadas
por ondas, tendo em vista a aplicabilidade direta à área em estudo.
2- Descrever e confeccionar blocos-diagramas representativos da variação morfológica
observada ao longo do sistema praia - duna frontal da Ilha Comprida.
3- Realizar medidas de campo auxiliares à interpretação morfológica, como largura da praia e
altura das dunas frontais, e caracterizar descritivamente variações de vegetação e
hidrografia.
4- Verificar de forma qualitativa as relações entre as distribuições de textura e mineralogia e
as variações morfodinâmicas ao longo do sistema praia - duna frontal da Ilha Comprida.
5
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
CAPÍTULO 2 – CONTEXTO GEOLÓGICO E GEOMORFOLÓGICO 2.1. Aspectos geomórfológicos e unidades antigas
Segundo Almeida (1964), a província costeira paulista divide-se em duas zonas
geomorfológicas: serrania costeira e baixadas litorâneas. A serrania costeira é constituída
predominantemente por rochas migmatíticas arqueanas do chamado Complexo Costeiro, e por
rochas granitóides a migmatíticas (meso a neoproterozóicas) do Complexo Turvo-Cajati. Para o
interior, ao longo da bacia hidrográfica do rio Ribeira do Iguape, as litologias dão lugar a xistos,
quartzitos, mármores, metaconglomerados, metabasitos e outras rochas do Supergrupo
Açungui (Bentz, 2004), também de idades meso a neoproterozóicas. Na região da Ilha Comprida, a unidade de serrania costeira compreende unidades pré-
cenozóicas que encerram um “anfiteatro de sedimentação” das baixadas litorâneas, em forma
triangular. Os promontórios externos desse anfiteatro (limitantes do sistema lagunar de Iguape-
Cananéia) podem ser considerados a ilha do Cardoso e o morro de Icapara (localizados,
respectivamente, a SW e a NE da Ilha Comprida). O ápice do anfiteatro corresponderia às
serranias a norte da cidade de Registro. Internas ao anfiteatro de sedimentação, outras
elevações importantes são a serra do Bananal, no centro-norte, e a ponta da Juréia e morro do
Una, ambas no extremo nordeste.
Na ilha do Cardoso, ocorrem xistos (micáceos e granatíferos) e rochas granitóides
(alcalinos a subalcalinos). Granitóides, incluindo tipos de afinidade alcalina, também ocorrem
no morro de Icapara. Na serra do Bananal e ponta da Juréia, predominam migmatitos,
enquanto no morro do Maceno-Itu e na serra de Peruíbe-Itatins, encontram-se
prediminantemente granulitos e charnockitos.
Corpos isolados de rochas alcalinas cretáceas podem ser identificados no anfiteatro de
sedimentação em que se insere a Ilha Comprida. São piroxenitos, peridotitos, sienitos,
carbonatitos e diques traquíticos. Um corpo de quartzo-sienito (ou nordmakito, pela
classificação antiga – Barcelos, 1975), ocorre no sul da ilha. Possui cerca de 40 m de altura e é
denominado Morrete.
Um fragmento regional do mapa geológico do estado (IPT 1981), modificado e
atualizado com base em Passarelli (2001) e Faleiros (2005), é aqui apresentado para ilustrar a
distribuição das principais litologias da bacia de drenagem do rio Ribeira de Iguape e seu
entorno (Figura 2.1 e Quadro 2.1).
6
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
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Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
2.2. Unidades litoestratigráficas cenozóicas 2.2.1. Formação Pariqüera-Açu
A Formação Pariqüera-Açu (Bigarella & Mousinho, 1965) é constituída de orto e
paraconglomerados e de sedimentos argilosos e arenosos, atribuídos respectivamente a
leques aluviais e a depósitos fluviais e lacustres distalmente associados (Melo, 1990).
Inicialmente, Bigarella & Mousinho (1965) e Suguio & Martin (1978) posicionaram-na Plio-
Pleistoceno. Posteriormente, Melo (1990) considerou sua idade como neógena, por critérios
geomorfológicos (datação relativa de superfícies de aplainamento) e mineralógicos.
Giannini (1993) e Guedes (2003) destacam a semelhança desta unidade, em faciologia
e grau de dissecação, com a Formação Alexandra, definida no Paraná e estendida a Santa
Catarina (Suguio et al. 1986, Martin et al. 1988), considerada de idade miocênica por Lima &
Angulo (1990) a partir de critérios palinológicos.
2.2.2. Formação Cananéia Em 1973, Suguio & Petri e Petri & Suguio, analisando sedimentos coletados em dois
furos de sondagem (IGG-1 com 56,4 m e IGG-2 com 167 m) realizados pelo antigo Instituto
Geográfico e Geológico (IGG), reconheceram quatro “seqüências litológicas”, da base para o
topo: (I) camadas arenosas e conglomeráticas, com argilas subordinadas (até 118 m de
espessura), (II) sedimentos síltico-argilosos (até 14 m de espessura), (III) areias siltosas (até 12
m de espessura) e (IV) areias finas muito bem selecionadas (até 30 m de espessura). Por
análise de microfósseis, Petri & Suguio (1973) atribuíram à “seqüência II” um “ambiente de
água salobra”, e para a “seqüência III” um “ambiente marinho”. Com base nessa interpretação,
os autores concluíram que o conjunto formado pelas “seqüências I, II e III” seria transgressivo,
e a “seqüência IV”, regressiva. Também elevaram as areias regressivas da “seqüência IV” à
categoria de formação, sendo assim denominada Formação Cananéia. A “seqüência I”, basal,
foi, por sua granulação e profundidade, correlacionada à Formação Pariqüera-Açu, de origem
continental.
Mais tarde, Suguio & Martin (1978a) incorporaram ao termo Formação Cananéia as
“seqüências” II e III, em adição à “seqüência IV” de Suguio & Petri (1973). Sua idade
pleistocênica, em particular, foi originalmente determinada por correlação com corais da costa
9
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
baiana, datados de cerca de 120 ka AP, época correspondente à do estágio interglacial
Riss/Würm ou Sangamon (Suguio & Martin, 1978a).
Datações por 14C realizadas em restos de madeira e de exoesqueletos carbonáticos
encontrados dentro de sedimentos arenosos da região de Cananéia (Suguio & Martin, 1978a)
indicaram idades superiores a 30 ka AP, que é o alcance do método de datação utilizado. Isso
permitiu aos autores associar esses sedimentos à Formação Cananéia. De acordo com os
mapas na escala 1:100.000, apresentados por Suguio & Martin (1978b) para o Quaternário
paulista, a Formação Cananéia seria aflorante no parte sudoeste da Ilha Comprida, perfazendo
quase um terço da extensão linear da ilha.
2.2.3. Formação Ilha Comprida O termo Formação Santos, que vinha sendo empregado informalmente (Suguio &
Tessler, 1992) para os depósitos sedimentares holocênicos das planícies costeiras paulistas
ligados à “Transgressão Santos” (Suguio & Martin, 1978a), foi depois substituído por Suguio &
Martin (1994) pela designação formal Formação Ilha Comprida.
À esta unidade, estão associadas areias finas a muito finas, marinhas, que formam
terraços cobertos por cordões litorâneos muito visíveis em fotos aéreas, depósitos areno-
argilosos de origem flúvio-estuarino ou flúvio-lagunar, e depósitos eólicos, que na planície
costeira paulista seriam melhor representados na porção sul da Ilha Comprida (Suguio &
Martin, 1994).
Suguio & Martin (1978) obtiveram a idade da Formação Ilha Comprida através de
numerosas datações por 14C, o que permitiu relacioná-la geneticamente à “Transgressão
Santos”, com máximo NRM atingido segundo os autores por volta de 5100 anos AP, e à
regressão subseqüente. A despeito do freqüente uso desta unidade (e também da chamada
Formação Cananéia) na literatura sobre Quaternário brasileiro, sua distinção não se valeu de
critérios litológicos e sim, cronológicos. Como notado por Tessler (1988), seriam diferentes
séries cronoestratigráficas, e não formações.
10
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
2.3. Aspectos climáticos
O litoral sul de São Paulo encontra-se em meio à chamada Zona de Convergência do
Atlântico Sul (ZCAS), um cinturão de condensação e nebulosidade semi-permanente de
direção NW-SE, que separa áreas influenciadas por massas de ar equatoriais e tropicais, a
norte, de massas tropicais e polares, a sul (Satyamurti et al., 1998). Este cinturão delimita a
posição de maior avanço para norte de frentes frias, zonas instáveis de baixa pressão
formadas no encontro de massas de ar tropicais atlânticas com polares. A massa de ar tropical
atlântica é formada nas águas aquecidas do oceano Atlântico Sul, a partir da qual atinge o
litoral brasileiro especialmente no primeiro semestre, produzindo instabilidade e a atividade de
ventos de NE. A massa de ar polar migra para norte com trajetória predominantemente
marítima durante o verão e continental durante o inverno, tornando a ZCAS mais ativa no verão
(Nimer, 1989; Nogués-Paegle & Mo, 1997). A ZCAS, associada ao efeito de precipitação
orográfica exercido pela escarpa da serra do Mar, determina a região com o verão mais úmido
da costa sudeste do Brasil, grosso modo coincidente com a latitude de máxima expansão da
Mata Atlântica (Giannini et al., 2006).
O clima predominante no baixo vale do rio Ribeira de Iguape é, na classificação de
Köppen, o Cfa (subtropical úmido com verão quente), com umidade relativa do ar média
superior a 80% e ausência de uma estação seca bem definida. Dados de registro das estações
meteorológicas adjacentes à Ilha Comprida (Cananéia e Iguape) adquiridos entre 1900 e 1990
indicam uma precipitação média anual de 1611 mm (4,14 mm/dia), variando de 7,0 mm/dia,
entre dezembro e fevereiro, a 1,39 mm/dia, entre junho e agosto (IPCC-DDC, 1990). A
temperatura média no mesmo período, 20,7ºC por ano, varia entre 23,1ºC, no trimestre mais
quente, e 17,7ºC, no mais frio. Registros dessas estações durante o século XX sugerem
tendência de aumento da precipitação, da temperatura e da pressão atmosférica (Figuras 2.2,
2.3 e 2.4). Esta tendência deve ser encarada com cautela, entretanto, pois os dados da
estação de Cananéia, mais chuvosa, só passaram a ser registrados a partir de 1956 (Giannini
et al. 2006). Os ventos mais fortes e freqüentes são de SSE, transversais à costa (Geobrás,
1966), favorecidos pela atividade regular de frentes frias.
11
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 2.2. Índices médios de pluviosidade, temperatura e pressão atmosférica medidos na estação
meteorológica de Cananéia e Iguape ao longo de 80 anos (Fonte: IPCC-DDC, 1990).
2.4. Padrão de circulação costeira A empresa Geobrás Engenharia e Fundações S.A. (Geobrás, 1966), a partir da
comparação de fotos aéreas datadas de 1953 e 1962, e usando um conjunto de cartas
batimétricas levantadas entre os anos de 1882 e 1943, descreveu várias fases de evolução da
Ilha Comprida nas desembocaduras de Icapara e Cananéia, e identificou tendência de
crescimento da ilha rumo NE, com concomitante erosão da ilha de Iguape na margem oposta
do canal lagunar de Icapara (praia do Leste).
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Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Tessler (1982), em sua dissertação de mestrado, afirmou que a “inexistência de uma
gradação perfeita do ambiente marinho para o fluvial, na região de Cananéia-Iguape, típica de
ambientes lagunares, deve-se a fatores locais e regionais que alteram as condições de
desenvolvimento normal da laguna”.
Estudando uma carta náutica datada de 1969 e levantamentos aerofotogramétricos de
1962 e 1973, Tessler & Furtado (1983) descreveram estágios de crescimento de feições
sedimentares, como pequenas ilhas e esporões, presentes nos canais lagunares do Mar de
Cananéia e do Mar de Iguape. Com base nesse estudo, concluíram que a deposição dos
sedimentos obedece a rumo preferencial coincidente com as correntes de maré geradas na
vazante, exceto no trecho entre o início do Mar de Iguape e a desembocadura do Valo Grande,
onde há redistribuição homogênea do material sedimentar, evidenciada pelo nítido crescimento
bidirecional das feições sedimentares. Os mesmos autores, ainda que sem medir a taxa
histórica de crescimento das feições, detectaram haver um “processo pronunciado de
assoreamento dos canais lagunares”.
Um modelo mais complexo de circulação costeira para a região foi depois proposto por
Souza (1997), com base em dados granulométricos, aerofotogramétricos e evidências erosivas
observadas em campo. Seus resultados indicaram que, apesar da ligeira predominância do
transporte litorâneo para NE, existiriam duas células de deriva litorânea, com zona de
divergência (fornecimento sedimentar) no setor centro-sul da ilha. O padrão observado de crescimento dos cordões litorâneos da Ilha Comprida,
concordante com o atual sentido predominante de transporte no litoral sul paulista, indica que,
provavelmente, a partir do máximo transgressivo holocênico, o rumo predominante de
transporte já era esse (Tessler, 1988; Guedes, 2003). Ademais, análises sedimentológicas
realizadas longitudinalmente à costa deram indícios de que durante a fase de deposição desta
formação as condições hidrodinâmicas eram muito semelhantes às atuais (Tessler, 1988).
Geobrás (1966) e Tessler (1988) afirmam que a migração das desembocaduras de
Icapara e de Ararapira (mais a sul da desembocadura de Cananéia – fronteira com o estado do
Paraná) não obedecem ao sentido predominante da deriva litorânea e sim à dinâmica de
meandramento do canal. Segundo Mihály (1997), a migração da desembocadura de Ararapira
para SW ocorre por dinâmica de meandramento da corrente de maré vazante, nos períodos de
fraco bloqueio hidráulico pela desembocadura e com conseqüente predomínio de deriva
litorânea para NE. Já durante os períodos de bloqueio hidráulico intenso, a deriva
predominante para SW, na margem esquerda da desembocadura, seria o fator responsável
pelo crescimento da barra de Ararapira para SW.
13
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
2.5. Marés
Medidas obtidas na estação maregráfica da base avançada do Instituto Oceanográfico
da USP (IO-USP) em Cananéia, situado no lado interno do limite sudoeste da Ilha Comprida,
permite a verificação de uma ascensão de cerca de 4 mm/década do nível médio do mar entre
1956 e 2000 (Harari et al., 2004). A amplitude da maré média durante o mesmo período varia
entre 1,2 m na maré alta e 0,25 m na maré baixa (Mesquita & Harari, 1983; Giannini et al.,
2006; Figura 2.3), sendo portanto pertencente a regime de micromarés, na classificação de
Davies (1964). O padrão de circulação obtido de modelos de propagação da maré calculados
pelo conjunto de resultados horários de elevação e correntes, por ciclo de maré completo,
indica transporte resultante para NE, aproximadamente paralelo à costa (Picarelli et al., 2002).
Figura 2.3. Diagrama de alturas de maré preditas pela estação maregráfica da base
avançada do IO-USP, em Cananéia (baseado em Harari & Mesquita, 2003). Nível
médio: 0,8 m.
2.6. Ondas
14
Dois sistemas de trem de ondas subordinados aos mecanismos de circulação
atmosférica do Atlântico Sul agem na região da Ilha Comprida: um de NE, associado aos
ventos alíseos, e outro de SE, relacionado a frentes frias (Tessler, 1988). Dados de ondas
coletados pela Geobrás (1966) e pelo Centro Tecnológico de Hidráulica da Universidade de
São Paulo (CTH-USP, 1973) na Ilha do Bom Abrigo, situada a SE da ponta sul da Ilha
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Comprida, indicam predominância de alturas de onda (90%) entre 0,5 e 2 m, sendo que,
destas, 50% situam-se entre 1 e 1,5 m. O período médio de ondas gerado durante a ação dos
ventos mais freqüentes (SE) é de 8,8 ± 1 s (Geobrás, 1966).
Os dois sistemas de ondas são responsáveis pela geração de direções opostas de
correntes de deriva ao longo da costa, com transporte predominante para NE evidenciado pelo
desvio de pequenas desembocaduras lagunares e pelos padrões de variação de propriedades
sedimentológicas (Tessler, 1988; Souza 1997). A deriva litorânea ao longo da costa para NE,
somada ao meandramento da desembocadura de Icapara sob o efeito de correntes de maré
vazante, explicariam o crescimento da Ilha Comprida para esta direção, simultânea à erosão da
ilha de Iguape na margem oposta da desembocadura (praia do Leste).
2.7. Drenagens
Todas as principais drenagens do anfiteatro de sedimentação no qual se insere a Ilha
Comprida (item 2.1) pertencem à bacia hidrográfica do rio Ribeira de Iguape. Seus principais
afluentes nesse anfiteatro são os rios Ribeira do Cunha, Jacupiranga, Perobava e das Pedras.
Pequenos córregos costeiros, informalmente chamados “sangradouros”, ocorrem de
forma esparsa ao longo da ilha, em geral efêmeros e de dimensões muito pequenas (até 10 m
de largura e 0,5 m de profundidade). O presente estudo identificou as regiões no entorno das
distâncias 7 e 17 km (sentido de SW para NE) como as que, aparentemente, possuem
sangradouros mais perenes. No trecho em questão, o sistema praia-duna denota influência
morfológica direta da presença dos sangradouros: as dunas frontais, por eles interrompidas,
apresentam-se mais aplainadas e vegetadas, com tendência à morfologia de terraço.
2.8. Vegetação
Nas serranias do anfiteatro de sedimentação ao qual pertence a Ilha Comprida, ocorre
vegetação de floresta latifoliada tropical, em alguns casos de remanescentes da Mata Atlântica
(Souza & Capellari Jr., 2004). Na planície costeira, herbáceas de brejo encontram-se nas áreas
alagadiças relacionadas a “ribeirões”, e matas de “restinga”, nas áreas mais secas. Pelo
entorno da laguna, a vegetação de mangue se destaca. Por toda a orla atlântica, a vegetação
predominante é de psamófitas (Maretti & Filet, 1988), especialmente sobre terraços e cordões
de dunas frontais.
15
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Para o litoral paulista, Hueck (1955) reconhece Iresine portulacoides St.-Hil. e Spartina
ciliata Kunth como sendo as duas associações mais importantes de psamófitas relacionadas às
dunas frontais. As espécies incluídas pelo autor nestas associações, variam, segundo ele, de
região para região ao longo da costa de São Paulo. A região costeira mais próxima da Ilha
Comprida em que estas associações foram descritas é a de Peruíbe, onde as espécies
associadas a Iresine portulacoides St.-Hil., em ordem de abundância e densidade de cobertura,
são: Hydrocotyle umbellata L., Ipomea litoralis Boiss., Ipomea pes-caprae Sweet., Canavalia
obtusifolia DC. e Acicarpha spathulata R.Br. Entre as espécies associadas a Spartina ciliata
Kunth nessa mesma região, Hueck (1955) destaca Polygala cyparissias St. Hil., Oxypetalum
tomentosum Wight, Plantago catharinea Decaisne, Hydrocotyle umbellata L., Ipomea litoralis
Boiss., Phaseolus adenanthus Mey. e Vigna luteola (Jacq.) Benth.
2.9. Dunas eólicas Segundo Suguio & Petri (1973), algumas cristas de dunas da Ilha Comprida encontram-
se cobertas por vegetação, e portanto mais estabilizadas, como é o caso das situadas mais no
interior da ilha. As demais encontram-se em menor ou maior grau de atividade, o qual aumenta
com a proximidade da praia.
Segundo Suguio et al. (1999), estas cristas de dunas foram formadas provavelmente
por trabalhamento eólico superficial de cristas praiais. Através de datações por
termoluminescência (TL), estes autores definiram as atividades eólicas mais importantes da
ilha como holocênicas. Foram reconhecidas duas fases principais: uma anterior ao estágio de
culminação do nível do mar holocênico em aproximadamente 5100 anos AP, e outra após a
nova fase de elevação do nível do mar, por eles admitida em, aproximadamente, 3500 anos
AP. Baseados nessas datações, os autores identificaram uma tendência de aceleração na
velocidade de crescimento da ilha nos últimos 3000 a 2000 anos.
Giannini et al. (2003b) e Guedes (2003) ressaltam que, como as paleodunas datadas
por Suguio et al. (1999) ocorrem restritas à faixa correspondente aos 300 m mais externos da
ilha, as idades obtidas (várias delas superiores a 5100 anos AP) permitem interpretar a Ilha
Comprida, em quase sua totalidade, como mais antiga que o máximo NRM holocênico. Assim,
o máximo transgressivo teria sido alcançado antes do máximo NRM, um paradoxo. Portanto,
segundo Giannini et al. (2003b) e Guedes (2003), os referidos dados aparentemente contrariam
a suposição de uma segunda fase de regressão após 3500 anos AP, admitida por Martin &
16
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Suguio (1978). Pelo mesmo motivo, contrariam também a idéia de aceleração do crescimento
da ilha nos últimos 3000 a 2000 anos.
A importância da fixação de areia eólica na geração das primeiras formas dunares foi
reconhecida por Hueck (1955), para o litoral paulista, em duas associações vegetais principais:
a de Iresine portulacoides e a de Spartina ciliata. Segundo o autor, a primeira associação tem
destaque nas partes da praia mais próximas do mar e com freqüentes incursões aquosas,
devido à sua resistência diferenciada às condições de alta salinidade e, ao mesmo tempo, de
baixa coesão do substrato. A segunda associação, ligeiramente mais interior, destaca-se por
sua adaptação a condições muito mais secas e de temperaturas elevadas (até 60oC na
superfície), além da baixa coesão das areias.
Hueck (1955) aponta também para diferenças morfológicas entre as duas associações,
razão do sucesso de cada qual em colonizar seu meio. Em última instância, essas diferenças
impõem condições distintas no estabelecimento das primeiras dunas (por ele chamadas
embrionárias). A associação de Iresine portulacoides é de constituição rasteira (até 20 cm),
entrelaçada e disseminada (até 15 m), com numerosas raízes pequenas (até 15 cm, exceto a
raiz pivotante, com até 1 m), o que permite a deposição e posterior fixação (durante o
crescimento de novas plantas) de areia na direção oposta ao vento competente (“sombra da
planta”) (Figura 2.4). Este estabelecimento inicial de areia eólica seria por vezes precursor do
papel então desempenhado pela associação de Spartina ciliata. Esta última constitui-se de
gramíneas melhor individualizadas, e de crescimento vertical mais importante (até 1 m),
inclusive o das raízes (até 30 cm), com folhas do tipo “enroladas” e flexíveis. Apesar de
individualizas, essas gramíneas crescem em agrupamentos bem cerrados e de maneira
acelerada, o que favoreceria também o rápido desenvolvimento das dunas frontais incipientes,
com ângulos de acumulação de sotavento de até 30o (Figura 2.4).
17
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 2.4. Associações florísticas relacionadas à fixação pioneira de formas dunares no Estado de São
Paulo, segundo Hueck (1955). A: associação de Iresine portulacoides. B: associação de Spartina ciliata
(vento predominante da esquerda para direita). Baseado em Hueck (1955).
2.10. Minerais pesados
No âmbito do estudo de sedimentos costeiros quaternários do Brasil, a análise de
minerais pesados tem sido feita tanto para o estudo de dinâmica local (Tessler, 1982, 1988;
Giannini, 1987; Giannini, 1993, Giannini et al. 1995, 2004) como para a diferenciação entre
areias do Pleistoceno Superior e do Holoceno (Giannini, 1987, 1989, 1993; De Mio & Giannini,
1997). Mesmo dentro de intervalos de tempo menores (dentro do Holoceno), variações sutis
têm sido observadas na composição de minerais pesados de mesma área (Angulo et al., 1994,
1996; Giannini et al., 1997).
Estudando assembléias de minerais pesados em areias da Ilha Comprida, Tessler (1988)
descreve que a dificuldade de distinção entre os fatores sin e pós-deposicionais torna-se
grande obstáculo ao reconhecimento das variáveis determinantes das mudanças mineralógicas
locais e regionais. O autor cita ainda a importância da complementação das avaliações
quantitativas com informações qualitativas sobre a forma dos grãos, na tentativa de distinção
dos fatores sin e pós-deposicionais.
Na planície lagunar de Cananéia-Iguape (à retaguarda da Ilha Comprida), a assembléia
de minerais pesados foi estudada por Petri & Suguio (1973), Barcelos (1975) e Tessler (1982,
1988), na tentativa de caracterizar as fontes primárias dos sedimentos presentes. Nesta região,
18
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Petri & Suguio (1973) identificaram assembléia de minerais pesados coincidente com a
associação anteriormente reconhecida pelos mesmos autores (Petri & Suguio, 1969) nas
rochas metassedimentares proterozóicas do então chamado Grupo Açungui, onde os minerais
reconhecidos, em ordem descrescente de abundância, foram: clorita, turmalina, apatita, zircão,
sillimanita e rutilo.
Além dos metassedimentos do Supergrupo Açungui, Barcelos (1975) associou como
fonte primária aos sedimentos dos “diversos ambientes deposicionais” da Ilha Comprida, os
gnaisses, migmatitos e granitóides do Complexo Costeiro. Conforme o autor, as rochas
metassedimentares seriam a principal fonte de cianita, estaurolita e sillimanita, ao passo que
turmalina, hornblenda, epídoto, zircão, rutilo, titanita, hiperstênio, monazita e apatita teriam
como principal origem o Complexo Costeiro.
Tessler (1982) reconheceu mais tarde as mesmas fontes primárias de suprimento de
sedimentos para a área (Complexo Costeiro e Supergrupo Açungui) apontadas por Petri &
Suguio (1973). Porém, segundo o autor, a ocorrência de distintos graus de arredondamento
para um mesmo mineral, indicando variação na intensidade de transporte e retrabalhamento,
dificultaria reconhecer a importância da contribuição de cada uma das fontes.
Posteriormente, Giannini (1987) e Tessler (1988) sugeriram que os sedimentos atuais
da região litorânea sul paulista seriam influenciados também por áreas-fontes submersas
situadas na plataforma continental, cujos sedimentos relíquias de fundo seriam remobilizados.
Segundo os autores, andaluzita, cianita e estaurolita seriam preferencialmente provenientes
dessa região. A justificativa é que a presença desses três minerais é marcante na plataforma
continental do litoral sul de São Paulo (Kowsmann & Costa, 1979). Em suas análises, Tessler
(1988) verificou a presença desses minerais na zona intermarés e em “plataforma rasa”. Não
obstante, epídoto, granada, hornblenda, rutilo, sillimanita, turmalina e zircão teriam sua
derivação primária a partir das rochas aflorantes nas serranias localizadas à retaguarda da
planície costeira. O autor também verificou tendência de ocorrer minerais pesados mais
estáveis na porção sudoeste da Ilha Comprida, e de minerais mais instáveis na porção
nordeste, estes tendo como principal foco alimentador, segundso ele, a desembocadura do rio
Ribeira de Iguape.
Giannini et al. (2003b) e Guedes (2003) utilizaram-se da variação mineralógica (índice
de instáveis e ZTR), aliado a outras evidências (inclusive datações por 14C e luminescência
opticamente estimulada) para questionar a suposta existência, no sul da Ilha Comprida, da
Formação Cananéia (Pleistoceno). Segundo o mapa de Suguio & Martin (1978b), haveria ali o
contato entre esta formação e as areias holocênicas da posteriormente denominada Formação
Ilha Comprida. Em virtude da diferença brusca de idade, seria esperada uma diferença
19
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
significativa no índice ZTR e na porcentagem de minerais instáveis na altura do contato
estratigráfico Pleistoceno/Holoceno, o que se refletiria em um “degrau” no gráfico de variação
desses índices mineralógicos. Degraus desse tipo, no contato do Pleistoceno com o Holoceno,
foram encontrados, por exemplo, em Peruíbe (De Mio & Giannini, 1997) e na planície de
Paranaguá (Giannini et al., 1997; Lessa et al., 2000). Num transecto realizado no sul da Ilha
Comprida, entretanto, Guedes (2003) não observou o padrão em “degrau”, mas somente uma
variação sutil e contínua, similar à encontrada em outros dois transectos (centro e norte) que,
de acordo com o mapa citado, atravessam apenas sedimentos holocênicos.
Num perfil paralelo ao feixe de cordões da face lagunar da Ilha Comprida, em sua
extremidade nordeste, Giannini et al. (2003b) e Guedes (2003) observaram aumento da
porcentagem de minerais instáveis, bem como decréscimo do índice ZTR, de SW para NE. A
mesma tendência foi notada pelos autores ao comparar o mesmo índice em três perfis
transversais de diferentes localizações na ilha. Uma tendência análoga já tinha sido apontada
por Tessler (1988) em sedimentos de praia atual ao longo da ilha. Estas tendências podem ser
indício de que as condições de transporte (por deriva litorânea) e sedimentação (distribuição da
granulação e minerais pesados) não teriam mudado de modo significativo ao menos desde a
formação deste cordão mais interno (mais antigo) na extremidade nordeste da Ilha Comprida.
Segundo Giannini et al. (2003b, páginas 1 e 5) e Guedes (2003, páginas 38, 46 e 47), o fato
pode decorrer da contínua renovação do aporte sedimentar pela desembocadura do rio Ribeira
de Iguape, situada na extremidade nordeste da ilha, e da maior exposição de sua porção
sudoeste à dissolução pós-deposicional (por ser esta região a mais antiga).
Outra interpretação possível para este fato seria a existência de deriva litorânea
longitudinal voltada para SW, padrão oposto ao dominante no litoral sul paulista em geral e
também admitido para a Ilha Comprida por Tessler (1988). Porém, como ressaltam Giannini et
al. (2003b) e Guedes (2003), a interpretação de deriva para SW baseada em minerais pesados
não leva em consideração a influência do aporte fluvial diferenciado nas duas extremidades da
ilha, nem a possibilidade da existência de um padrão mais complexo de deriva litorânea, como
admitido por Souza (1997). Segundo esta autora, apesar da predominância do transporte
litorâneo para NE, uma célula menor, voltada para SW, existiria atualmente no sul da ilha. A
zona de divergência (fornecimento) entre as duas células seria posicionada no setor centro-sul
da praia.
O perfil da porção sul da Ilha Comprida, obtido por Giannini et al. (2003b) e Guedes
(2003), localiza-se a sotamar da célula de deriva litorânea sudoeste (para SW) identificada por
Souza (1997), o que pode explicar sua maior maturidade mineralógica. Enquanto isso, os perfis
executados no centro e norte da Ilha Comprida, pelos primeiros autores, seriam influenciados
20
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
não somente pela célula de deriva para NE como também pelo aporte renovado da
desembocadura de Icapara. Seu perfil sul também se localiza na área de influência de uma
desembocadura, a de Cananéia, a qual, no entanto, drena principalmente os sedimentos da
Formação Cananéia, mais maturos mineralogicamente. Além disso, a descarga da
desembocadura de Icapara aparentemente é superior, em função da presença do rio Ribeira de
Iguape na laguna imediatamente à retaguarda. O aporte de sedimentos “novos” na parte
sudoeste da ilha seria, portanto, relativamente reduzido (Giannini et al. 2003b, Guedes 2003).
Giannini et al. (2003b) e Guedes (2003) ressaltam ainda o fato de que os cordões se
tornam cada vez mais velhos rumo SW, aumentando seu tempo de exposição à dissolução
pós-deposicional. Este fator também ajudaria a explicar a perda de maturidade mineralógica
rumo NE.
21
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
CAPÍTULO 3 - MÉTODOS
3.1. Levantamento bibliográfico Em adição às questões ligadas à geologia regional e local, e à fisiografia da área, o
levantamento bibliográfico abrangeu temas de caráter conceitual e metodológico. No aspecto
conceitual, a compilação bibliográfica contemplou os termos cordão litorâneo, praia e dunas
costeiras, incluindo seus correlatos na comunidade científica de língua portuguesa e inglesa,
com destaque para aspectos históricos, definições/redefinições e implicações genéticas.
Contemplou também uma revisão da terminologia mais usual na descrição de dunas
costeiras. Os temas metodológicos compilados foram análise granulométrica e mineralógica,
suas aplicações e implicações, inclusive as aplicadas à área de estudo, e seu significado
geológico.
3.2. Nomenclatura e base conceitual
3.2.1. Perfil de praia
Sendo o sistema praia - duna frontal integrante de um sistema deposicional maior, a
planície costeira de cordões (strandplain), caracterizado por depósitos tipicamente relacionados
a costa dominada por ondas, torna-se importante uma padronização prévia das terminologias
adotadas para a zona de mudanças de ondas em águas rasas, com destaque para as feições
morfológicas do prisma praial emerso e submerso.
A classificação e subdivisão dos principais elementos praiais varia de autor para autor,
problema semelhante ao observado na classificação de cordões litorâneos. Os problemas vão
desde a tradução confusa dos termos no português até a dificuldade de sua delimitação nos
textos da literatura internacional.
No Brasil, destacam-se pelo menos quatro tentativas de padronização dos termos,
através de revisão bibliográfica criteriosa e discussão de características morfológicas e/ou
dinâmicas mais relevantes: Angulo (1996), Hoefel (1998), Suguio (1998) e Muehe (2004).
Segundo Angulo (1996), um problema comum nas classificações de elementos morfológicos de
praia (e que se mantém em parte das propostas posteriores à dele) reside no fato de o
posicionamento de alguns elementos não condizer com o princípio de que, em toda e qualquer
região submersa da praia, deva existir atuação regular de processos de ondas em tempo bom.
22
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Assim, por exemplo, a presença de material lamítico na antepraia da classificação de Hoefel
(1998) pressupõe a extensão da praia, nesta classificação, além do nível de base da atuação
das ondas de tempo bom (mean fair water wave base).
Na classificação de Suguio (1998), as partes constituintes dos sistemas costeiros
associados a praias não leva em conta sua variabilidade em função de diferentes níveis de
marés (alta, baixa e de sizígia), nem do nível de base de ondas de tempestade. Já na
classificação de Muehe (2004), bermas de praia podem fazer parte de cordão litorâneo, ilha-
barreira, “pontal”, esporão ou “planície de cristas de praia”, termos que aqui se consideram
referentes a diferentes feições, tanto em origem como em escala. Mesmo autor afirma ainda
que dunas frontais possam ser consideradas parte do prisma praial, por ali residir sua fonte de
sedimentos, à qual retornam eventualmente por ação de tempestades. Nesta dissertação,
prefere-se separar estes dois elementos, por envolverem agentes de transporte distintos, ainda
que a forte interação reconhecida por Muehe (2004) esteja contemplada no tratamento como
sistema. Pelos motivos expostos a classificação adotada nesta dissertação é a de Angulo
(1996) (Fig. 3.1).
23
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 3.1. Terminologia usada para designação das várias partes constituintes de sistemas
costeiros clásticos associados a praias dominadas por ondas. Baseado em Angulo (1996).
3.2.2. Dunas costeiras
Entre as modernas classificações de dunas costeiras, uma das mais usuais é devida a
Hesp (2000) e Hesp (2003). De acordo com esta classificação, as dunas são agrupadas
morfologicamente em quatro tipos: frontais (foredunes), rupturas de deflação (blowouts),
parabólicas (parabolic dunes) e campos de dunas transgressivos (transgressive dunefields).
Porém, como destaca Bentz (2004), este último tipo não corresponde a um tipo de duna
específico, sendo de hierarquia superior às demais feições.
Dunas frontais são definidas como depósitos formados no pós-praia ou antepraia
superior pela retenção de areia costeira pela vegetação pioneira (Giannini et al. 2005). De
acordo com Hesp (2000), as dunas frontais começam como dunas incipientes ou embrionárias
e evoluem, com o aumento da altura, da complexidade morfológica e da diversidade de
cobertura vegetal, para dunas estabelecidas. Desse modo, esse autor usa dois critérios para a 24
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
subdivisão de dunas frontais: diversidade da cobertura vegetal e complexidade da morfologia. As dunas frontais incipientes podem ainda ser subdivididas, quanto à morfologia, em terraços,
cordões (ridges) e rampas.
Terraços de dunas frontais caracterizam-se pela morfologia de topo sub-
horizontalmente aplainado. Cordões de dunas frontais caracterizam-se por um topo convexo.
Rampas de dunas frontais são depósitos em cunha que se desenvolvem apoiados sobre
falésias ou na face barlavento de dunas em cordão ou terraço; são, portanto, tipicamente
desprovidas de face de avalancha (slipface). Sucessões de cordões de dunas frontais são separados por áreas baixas de interdunas,
por vezes chamadas swales. Hueck (1955), estudando associações florísticas relacionadas a
dunas do litoral paulista, aponta que depressões semelhantes a swales podem evoluir da
atuação concomitante de dois fatores: i) presença de duna mais antiga e interior, com falésia
estabilizada por desenvolvimento de espécimes vegetais mais densos e complexos (inclusive
com início de formação de solo); ii) aproximação de uma frente dunar jovem (de areia incoesa e
com crista definida) em direção à falésia morta da duna mais antiga. Ao subir pelo leito da duna
mais jovem e atingir a falésia da duna mais antiga, o vento passaria a soprar em redemoinho,
mantendo a depressão existente entre as duas dunas (Figura 3.2).
Figura 3.2. Modelo esquemático proposto por Hueck (1955) para o estabelecimento de
depressões interdunares no litoral sul paulista. 1: redemoinho de vento. 2: duna antiga
(mais estabilizada e interior) escarpada. 3: frente dunar jovem. 4: falésia dunar expondo
denso sistema de raízes. Baseado em Hueck (1955).
25
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Por sua maior proximidade e maior interação sedimentar com a praia, e em vista da
proposta desta dissertação de estudar a interação praia - duna frontal, torna-se conveniente
considerar em especial as dunas frontais incipientes, incluindo as do tipo nebkha. Nebkhas são
montículos de areia formados por deposição eólica em meio à vegetação (Killian, 1945; apud
Ternberg, 1994). São tipicamente circulares, sem face de avalancha e com rampa a sotavento
tênue e lisa. Quando possuem cauda alongada no sentido do vento, denominam-se dunas de
sombra (shadow dunes; Giannini et al., 2005). Os nebkhas também são conhecidos como
coppice dunes e rebdou (Nickling & Wolfe, 1994). Feições erosivas associadas às dunas, como falésias e rupturas de deflação, também
tornam-se importantes no estudo proposto da interação praia - duna frontal. Segundo Hesp
(2000) e Giannini et al. (2005), rupturas de deflação (blowouts) são feições mistas (erosivo-
deposicionais) geradas por remoção e redeposição eólica local de depósitos arenosos
preexistentes. A ruptura dá-se na produção de bacia deflacionar (deflation basin) delimitada por
paredes erosivas (erosional walls) subparalelas que se fecham, rumo sotavento, em lobos
deposicionais (depositional lobes) em forma de “U”, e com presença de face de avalancha
(slipface) associada.
3.2.3. Gênese e definições de cordões litorâneos
Neste trabalho, considerou-se importante a definição de cordões litorâneos, pelos
seguintes aspectos: i) em escala de fotografias aéreas, foram utilizados na definição de
estágios evolutivos de crescimento da Ilha Comprida (Geobras, 1966; Martin & Suguio, 1975;
Suguio et al, 1999; Giannini et al. 2003a; Guedes, 2003); ii) em escala de campo, trata-se de
morfologia comum a dunas eólicas, sejam dunas frontais, sejam outros tipos de depósitos
superimpostos a cordões praiais (beach-ridges) preexistentes. A presença destes depósitos
eólicos, ademais, pode ressaltar o alinhamento original das antigas linhas de praia, facilitando a
fotointerpretação da evolução costeira (Bentz, 2004).
Na literatura geocientífica, o termo cordão litorâneo foi por muito tempo chamado
“restinga”, termo que, no entanto, era estendido também a feixes de cordões e a flechas
arenosas (Lamego, 1940; Bigarella, 1946; Larras, 1964 apud Suguio, 1998). Entre biólogos e
botânicos, o mesmo termo é usado para referir-se a vegetação costeira característica de
terrenos arenosos não alagados, incluindo em tese dunas costeiras, mas não necessariamente
dunas frontais. Mesmo aqui, o uso do termo reveste-se de certa subjetividade ou imprecisão
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Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Cordões litorâneos também têm sido chamados por geocientistas cordões praiais
(beach-ridges). Este último termo foi e tem sido classificado de maneiras diferentes, às vezes
confundido com berma (Davies, 1957; Bird, 1960), barra longitudinal de praia (longshore bar;
Curray et al., 1969), duna frontal incipiente (McKenzie, 1958) ou uma mistura de processos
eólicos e marinhos (Otvos, 2000).
Hesp et al. (2005) propuseram uma série de definições, tendo em vista a separação,
quanto a gênese e morfologia, entre cordões praiais, dunas frontais incipientes e bermas de
praia. De acordo com esta proposta, cordões praiais seriam depósitos persistentes (contínuos
ao longo da praia) construídos essencialmente por processos marinhos (espraiamento e ondas
de tempestade) acima do nível de maré alta de quadratura. Essa definição os distingüe bem de
bermas, que seriam depósitos não-persistentes e que podem se formar a qualquer nível de
maré na praia, exceto sua crista, geralmente posicionada de acordo com o nível de maré alta
de quadratura (King, 1972). Também o distingüe de bancos ou barras longitudinais (longshore
bars), formadas sempre em região subaquosa, abaixo do nível de maré alta (i.e. Wright &
Short, 1984). Giannini (2002, 2006) recomenda o uso do termo cordão litorâneo para toda e qualquer
feição sedimentar construtiva de relevo positivo e linear, paralela a subparalela à paleocosta,
desde que não se conheça ou não se queira explicitar a sua gênese. Assim, um cordão
litorâneo pode ser na verdade um antigo cordão de praia, de dunas, ou uma superposição dos
dois. Esta definição é a que melhor atende às necessidades desta Dissertação de Mestrado, e
será adotada no desenrolar do texto.
3.3. Atividades de campo Realizou-se jornada de campo destinada ao estudo de morfologias e coleta de amostras
para análise granulométrica e mineralógica. Uma preparação de campo foi executada, voltada
á aquisição de mapas descritivos das feições e depósitos previamente estudados, e para
reconhecimento das toponímias. Para isso, foram usados especialmente os mapas de Barcelos
(1975), na escala 1:100.000, Suguio & Martin (1978a, b) na escala 1:50.000, e Guedes (2003)
na escala 1:25.000. Detalhes com respeito à evolução temporal histórica (últimos 40 anos) da
parte mais externa da Ilha Comprida puderam ser examinados por fotografias aéreas datadas
de 1962 (escala 1:25.000) e 2000 (escala 1:35.000), adquiridas junto à BASE
Aerofotogrametria e Projetos S.A.
27
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
As fases posteriores começaram pelo trabalho de campo propriamente dito e incluíram
descrições detalhadas das feições morfológicas de praia e duna frontal incipiente (DFI), suas
relações espaciais, e dedução dos processos dinâmicos a elas associados.
Também foi realizado perfil de amostragem sedimentológica ao longo do sistema praia -
duna, coletando-se duas amostras por ponto, uma na zona de espraiamento e outra na crista
das dunas frontais incipientes imediatamente adjacentes. Adotou-se amostragem regularmente
espaçada (aproximadamente 1 km, controlado com odômetro a precisão de 0,1 km), a fim de
examinar os padrões de variação longitudinal dos atributos sedimentológicos ao longo do
sistema praia – duna e assim inferir possíveis células de deriva litorânea. A inferência mais
precisa possível destes padrões é ainda importante para a compreensão de processos de
erosão em andamento.
Durante o desenvolvimento do trabalho de campo, tentou-se estabelecer uma rotina de
trabalho, constituída pelas seguintes etapas, quando possível:
1. Localização do ponto, com uso de aparelho GPS e folha topográfica.
2. Para dunas frontais, caracterização de morfologia (Hesp, 2000, 2003), estágios de
erosão/deposição e, nas incipientes, estudo da vegetação quanto a espécies e distribuição
espacial.
3. Medição da distância e da altura entre a zona de espraiamento e o sopé da duna frontal
incipiente, feita a passo e nível de mão, para verificar a variação da declividade do perfil
praial. Nesta etapa, uma carta preditiva da variação local da maré (estação de Cananéia)
foi utilizada para referenciar todas as medidas a um mesmo datum de nível do mar.
4. Classificação qualitativa das morfologias da praia e do regime de quebra de ondas (Galvin,
1968).
5. Documentação fotográfica detalhada da morfologia do terreno, com uso de câmera
profissional (Canon EOS-5).
6. Coleta de amostras destinadas à caracterização textural-mineralógica de grãos.
3.3.1. Cálculo da largura e declividade da praia
Medições de campo de coordenadas UTM, largura da praia e altura das dunas foram
registradas em planilha eletrônica ExcelTM. A planilha foi utilizada também para programação
do cálculo de declividade e para padronização das medidas de largura da praia a um datum de
maré (neste caso, maré média). Esta padronização foi feita através de operações
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Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
trigonométricas com base na tábua da marés de Cananéia para o ano de 2004 (Harari &
Mesquita 2003) (Figura 3.3).
h
h'
d
d'Maré mínima
Nível da medida
Maré máxima
* h=desnível, ∂=ângulo de inclinação e d= largura da praia
Tan ∂ = h/d ∆t = Intervalo entre marés (tempo) ∆h = Variação de marés (altura)
Figura 3.3. Trigonometria utilizada para padronização das medidas de largura da praia, na Ilha Comprida
(extraído de Tanaka, 2005).
A descrição morfológica de campo, associada às fotografias digitais obtidas durante o
trabalho de campo, permitiu a confecção de contornos das formas dunares, com auxílio do
software AutoCADTM. Este procedimento serviu de base para a construção de blocos-diagrama
esquemáticos do sistema praia - duna frontal.
3.4. Atividades de laboratório 3.4.1. Análise granulométrica As análises granulométricas foram executadas no Laboratório de Sedimentologia
(Labsed) do Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo (IG-USP).
As amostras desagregadas, em massas iniciais entre 60 e 80 g, foram submetidas a
pipetagem para quantificação de silte mais argila (> 4 phi na escala de Krumbein). A restrição
da pipetagem a apenas um intervalo foi adotada em vista da natureza essencialmente 29
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
psamítica das amostras. O processo seguinte consistiu na lavagem das amostras para
eliminação de sais por elutriação. Após sua secagem em estufa, a areia foi submetida a
peneiramento ao vibrador mecânico em intervalos de 0,5 phi. A massa de fundo obtida no
processo de peneiramento das amostras de dunas foi atribuída a um conteúdo adicional em
silte grosso (supostamente não detectada na pipetagem por ser constituída essencialmente de
minerais pesados, cuja velocidade de decantação é superior a do quartzo). No caso das
amostras de praia, a massa de fundo na maioria das vezes não foi suficiente para influir nos
resultados estatísticos.
3.4.2. Análise de minerais pesados
Para a identificação de minerais pesados, foram analisadas 64 amostras na fração areia
muito fina, sendo metade da parte superior da antepraia (nível médio de espraiamento) e
metade de dunas frontais incipientes, coletadas no sentido longitudinal da Ilha Comprida. A
amostragem analisada corresponde a uma quota da estudada quanto à granulometria,
espaçada, neste caso, a cada 2 km. Em seguida, as amostras foram submetidas a separação densimétrica por flutuação e
afundamento em líquido denso (bromofórmio, CHBr3, d ≈ 2,85 g/cm3). Teoricamente, por uma
questão de equivalência hidráulica entre os minerais leves, dominantes, e os pesados, a
análise deveria ser aplicada à classe de 1 phi imediatamente mais fina que a classe modal da
amostra integral (Giannini, 1993). No entanto, praticamente todas as amostras apresentaram
classe modal na fração mais fina do intervalo areia (areia muito fina, 0,125 a 0,062 mm)
decidindo-se por isso adotar a própria fração modal para a separação de minerais pesados.
As frações de minerais pesados das amostras separadas ao bromofórmio foram
submetidas à separação magnética. Esta separação consistiu em atritar de maneira suave um
ímã, devidamente envolto em saco plástico com espessura maior que 0,5 mm, sobre a fração
de grãos pesados previamente espalhada em superfície lisa. Em seguida, retirou-se o ímã do
interior do saco plástico, liberando-se os grãos magnéticos para o recipiente destinado à
pesagem em balança analítica.
Da fração de pesados não-magnéticos, foram confeccionadas lâminas, com bálsamo do
Canadá natural como meio de imersão, para a contagem em microscópio óptico dos minerais
transparentes não-micáceos. Esta quantificação foi feita até um total de pelo menos 100 grãos.
O reconhecimento óptico de minerais por petrografia convencional seguiu à
recomendação de Mange & Maurer (1992), segundo a qual a especificação do mineral
30
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
específico, dentro de um grupo isoestrutural (grupo da turmalina ou da hornblenda, por
exemplo), só deve ser feita caso se disponha de métodos de determinação mais conclusivos.
De acordo com essa recomendação, a referência à suspeita de determinado mineral, com base
apenas em características ópticas (cor de interferência, relevo etc.) insuficientes para sua
determinação segura, deve ser feita na “forma adjetivada”. Como exemplo, uma turmalina que
apresentar pleocroismo em tons de amarelo a marrom claro será classificada como “turmalina
dravítica”, ao invés de dravita, uma vez que a variação da cor natural do mineral ao estudo
petrográfico pode ser influenciada por fatores como espessura da lâmina, luminosidade etc.
A identificação de possíveis áreas-fontes para as areias estudadas, com base em
mineralogia de pesados, levou em consideração interpretações de trabalhos anteriores
realizados na região e proximidades (Giannini, 1987; Tessler, 1988; Guedes, 2003; Bentz,
2004), e uso do mapa de geologia regional (Figura 2.1 e Quadro 2.1) baseado em IPT (1981),
Passarelli (2001) e Faleiros (2005). Foram verificados, neste aspecto, a abundância de cada
litologia e a posição sobre elas das principais redes de drenagem.
Com base nos resultados de contagem, foi calculado o índice ZTR, conforme Hubert
(1962), e a soma dos minerais metaestáveis e instáveis, adotando-se a classificação de
estabilidade de minerais pesados de Pettijohn (1957). No perfil longitudinal realizado, para a
praia e dunas frontais, foi analisada a variação da soma percentual de minerais ultraestáveis
(índice ZTR – zircão, turmalina e rutilo), de minerais metaestáveis (índice MET – epídoto,
estaurolita, sillimanita, cianita, andaluzita, granada e monazita) e dos instáveis (índice INS –
hornblenda, hiperstênio, tremolita e clinopiroxênios). Devido à sua inclusão entre os minerais pesados quantificados no presente estudo,
torna-se necessário definir o termo alterita. São considerados alteritas todos os grãos de
minerais cuja distinção petrográfica encontra-se dificultada por alteração intempérica parcial a
total, definição semelhante à proposta original de van Andel (1958). Na análise mineralógica
realizada, a presença de alterita foi quantificada, porém ser ser computada no cálculo dos
índices de maturidade.
De modo a verificar o efeito da seleção hidráulica sobre a distribuição de minerais
pesados, foi utilizado um gráfico do tipo “mais equidimensionais e densos” (alto equivalente
hidráulico) versus “mais alongados/oblatos e menos densos” (baixo equivalente hidráulico)
(Rubey, 1933; Rittenhouse, 1943). Isto parte do princípio de que minerais mais longos (e/ou
oblatos) e menos densos, como hornblenda, são transportados a distâncias maiores que os
mais equidimensionais e mais densos, como zircão.
Foram agrupados, entre os “mais equidimensionais e densos”, os minerais: zircão,
rutilo, estaurolita, granada e monazita. O restante (turmalina, hornblenda, cianita, sillimanita,
31
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
andaluzita, epídoto, hiperstênio, clinopiroxênios e tremolita) foi agrupado entre os “mais
alongados/oblatos e menos densos”.
Em tese, todos os minerais considerados instáveis ou metaestáveis na classificação de
Pettijohn (1957) incluem-se na categoria dos “mais alongados e menos densos”. O mesmo é
válido para os minerais ultraestáveis, em relação aos mais equidimensionais e densos,
exceção feita a turmalina (van Andel, 1959). Isto significa que os índices mineralógicos de
maturidade sedimentar podem ser tão ou até menos controlados pela estabilidade diferencial
que pelo comportamento hidráulico. Assim, para testar a validade do uso do índice ZTR como
indicador de maturidade (supostamente crescente o rumo de transporte sedimentar), foram
gerados gráficos de variação espacial de turmalina versus zircão mais rutilo.
3.5. Tratamento gráfico-estatístico
Para os gráficos obtidos de distribuições de freqüências de granulometria e minerais
pesados, foram construídos, em planilha ExcelTM, gráficos binários de dispersão, em função da
distância ao longo da praia. No mesmo programa, obtiveram-se as retas de regressão, com
respectivos coeficientes de correlação linear (r). Para avaliar os resultados de r, o critério usado
foi o nível de significância ou erro I (α), que corresponde à probabilidade de rejeitar uma
hipótese nula (H0) verdadeira. Como H0, neste caso, afirma a inexistência de correlação
significativa (r~0), α pode ser entendido como a probabilidade de aceitar-se correlação
inexistente.
Os valores máximos de α foram estimados por interpolação comparando o quociente t
do teste de regressão unicaudal de distribuição (t de Student). Nesta dissertação, admitiram-se
resultados de correlação linear com nível menor ou igual a 0,4 (chance de quatro em dez de
rejeitar hipótese nula verdadeira).
3.5.1. Inferência de rumos de deriva litorânea pelo regra de McLaren & Bowles (1985)
A partir dos resultados de distribuição granulométrica de freqüência em massa,
obtiveram-se, para cada amostra, parâmetros estatísticos (diâmetro médio, desvio-padrão,
assimetria) calculados pela técnica analítica dos momentos de Pearson, através do programa
Momento 4 - expansão, de Paulo C.F. Giannini & Daniel R. do Nascimento Jr. As variações
destes parâmetros aceitas pelo teste estatístico de regressão, avaliadas em conjunto, foram
32
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
usadas na inferência do sentido geral de transporte por deriva litorânea residual, pela regra de
McLaren & Bowles (1985).
Esta regra prevê dois padrões indicadores de sentido de transporte ao longo de um
sistema sedimentar: i) “mais grosso / melhor selecionado / mais positivo”, ii) “mais fino / melhor
selecionado / mais negativo”. Quando nenhum destes padrões é encontrado, não se pode
afirmar com segurança que haja transporte sedimentar resultante efetivo. A regra indica ainda a
seleção granulométrica como o único parâmetro que, sozinho, pode dar indício de rumo de
transporte.
3.5.2. Inferência de rumos de deriva litorânea pelo método de Gao & Collins (1992)
Um segundo método de inferência de rumo da deriva litorânea consistiu no uso do
programa GSTAST (Grain Size Trend Analysis with Significant Test), de Chang et al. (2001).
Este programa usa a regra geral de McLaren & Bowles (1985), com a consideração adicional
do conceito de rede de vetores de transporte introduzido por Gao & Collins (1992), onde cada
ponto amostrado é comparado individualmente a todos os seus vizinhos, dentro de uma
distância escolhida pelo usuário (“distância característica”).
O uso do programa GSTAST para obtenção de vetores de tendência de transporte em
redes de amostragem tem sido testado metodologicamente com sucesso e recomendado em
diferentes sistemas sedimentares costeiros (Pedreros et al., 1996; Veiga et al., 2005; Lamour,
2006). Embora o programa seja originalmente proposto para amostragem em rede (Chang et
al., 2001), procurou-se no presente estudo testá-lo ao caso de amostragem linear ao longo de
uma praia, e comparar seu resultado ao obtido através da aplicação simples de regressão
linear à regra de McLaren & Bowles (1985; item 3.5.1).
No programa GSTAST, o grupo de dados de parâmetros estatísticos (diâmetro médio,
desvio-padrão, assimetria) de cada ponto ou estação amostrada é usado para definir vetores
em relação a certo número de estações vizinhas (uma estação vizinha de cada vez), desde que
aceitos segundo a regra de McLaren & Bowles (1985). O conceito de “estação vizinha” é
subjetivo, e implica que o usuário deva escolher uma distância característica (DCR) que defina o
alcance dessa vizinhança, e que possa ser aceita como o raio de influência de fatores
determinantes do rumo de transporte local. O rumo de cada vetor resultante depende das
posições relativas entre estações vizinhas (fornecidas em UTM) que possuam padrão de
variação aceito pela regra de McLaren & Bowles (1985).
33
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
A cada vetor de transporte (L) aceito pela regra, que se projeta de determinada estação
rumo estação vizinha, atribui-se um “comprimento” de valor 1, adimensional. Para estações que
possuem dois ou mais vetores, L será calculado como vetor resultante, e portanto possuirá
rumo e valor escalar (diferente de 1) determinado por soma vetorial (Figura 3.4).
Figura 3.4. Cálculo do vetor resultante L a partir de dois vetores previamente aceitos pela regra de
McLaren & Bowles (1985), entre estações pertencentes a um mesmo raio de alcance da distância
característica (DCR) (no exemplo desta análise, contada a partir da estação A). Um valor adimensional 1
é sempre atribuído aos vetores aceitos pela regra. Entretanto, o valor escalar do vetor comprimento
resultante dependerá, como exemplificado, do ângulo entre os vetores aceitos.
No passo seguinte do programa, trocam-se os valores originais dos parâmetros de
granulometria de cada estação entre si (i.e., estação A fica com os dados da estação B, B com
C, e assim por diante), de modo aleatório, num número de vezes (iterações) a ser definido pelo
usuário (Figura 3.5). Chang et al. (2001), ao testar o efeito estatístico do número de iterações,
concluíram que, para intervalos de confiança acima de 50%, o número de vetores residuais
aceitos pelo teste permanece constante a partir de 100 iterações, número que é então por eles
recomendado, ainda que o programa GSTAST permita até 10.000 iterações.
34
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 3.5. Exemplo de reagrupamento de um conjunto de dados
a partir de uma distribuição original.
O mesmo procedimento usado para calcular vetores com os dados originais de cada
estação é usado para estações com dados trocados, gerados pelas iterações. Em seguida,
todos os vetores obtidos (incluindo aqueles calculados com parâmetros de granulometria nas
estações originais) são agrupados (por estação) em distribuições de freqüência (Figura 3.6). O
passo seguinte, aplicado para toda a distribuição de freqüência de vetores (cada estação), é
calcular o valor crítico de vetor comprimento (LX) a um intervalo de confiança unicaudal pelo
teste t de Student, valor definido pelo usuário. Novamente, o valor a ser escolhido é subjetivo,
mas Chang et al (2001) ressaltam que o intervalo de 95% é comumente usado em estudos
usando teste de significância (neste caso, Lx será denominado L95). Este valor descreve, no
caso, uma chance em vinte de ocorrer um vetor artificial, “criado” pelo teste.
35
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 3.6. Exemplo de distribuições de vetores obtidas a partir de dados originais a determinado
número de iterações, de modo a estabelecer um vetor comprimento crítico (LX) para cada estação.
Por fim, para cada estação amostrada, o vetor comprimento L gerado dos dados
originais é comparado a seu valor crítico (LX) correspondente, obtido da distribuição de
freqüências dos comprimentos de vetores calculados usando todos os conjuntos de dados.
Cada vetor L será aceito quando seu valor adimensional for maior que do seu vetor LX
correspondente. Esse pressuposto parte do seguinte princípio: se os vetores comprimento
calculados do conjunto de dados originais são indiscutivelmente o rumo preferido de transporte
sedimentar, então eles devem ser estatisticamente distintos dos outros vetores, obtidos das
distribuições de freqüência de vetores comprimento gerados a partir das iterações (Chang et
al., 2001). Também o resultado de L será tanto mais consistente quanto maior for seu valor
adimensional.
No presente estudo, o programa GSTAST foi utilizado a intervalo de confiança de 95%,
e número de iterações igual a 100, conforme recomendado por Chang et al. (2001). Para a
distância característica, foi adotado o valor de 1200 metros, considerada uma distância regular
36
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
de cerca de 1000 m entre cada estação amostrada. Os vetores aceitos foram ao final
representados graficamente em mapa por setas junto à praia da Ilha Comprida. Sua localização
e rumo foram comparados à tendência geral prevista pela aplicação simples, ao conjunto de
dados, da regra de McLaren & Bowles (1985).
37
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
CAPÍTULO 4 – O SISTEMA PRAIA - DUNA FRONTAL DA ILHA COMPRIDA
4.1. Resultados baseados em registro histórico, cartográfico e aerofotográfico O rio Ribeira de Iguape, desde os tempos do Império, chamou atenção como potencial
via de escoamento de produtos minerais, agrícolas e de atividade pesqueira. Relatos do século
XVII referem-se ao desembarque de produtos por embarcações menores no antigo “Porto
Velho da Ribeira”, em Iguape, localizado em frente à laguna Mar Pequeno (Geobras 1966).
Nessa época, a Ilha Comprida era supostamente quase uma dezena de quilômetros menor e o
porto situava-se portanto numa região muito mais aberta ao mar e, portanto, menos assoreada.
Navegando rio Ribeira de Iguape abaixo, as embarcações que chegavam a uma distância em
linha reta de 3 km do porto eram obrigadas a continuar viagem por mais 53 km através dos
meandros do rio, do oceano e da desembocadura lagunar para, só então, já na laguna, fazer o
desembarque em Iguape. No referido ponto de maior proximidade do porto, uma inflexão em
“V” desviava o Ribeira de Iguape de desembocar na laguna, e próximo dele, encontrava-se
uma “grande lagoa em forma de meia circunferência” (Geobras 1966). Em 1827, tiveram início
as obras de criação de um atalho através desta “lagoa”, mais precisamente um lago de
meandro abandonado, através da abertura de um canal chamado “Valo do Rocio”,
posteriormente designado “Valo Grande” (Geobrás, 1966; Teles, 1997). A conclusão da obra,
com estabelecimento de conexão entre rio e laguna, data de 1852.
Desde então, numerosas mudanças morfológicas associadas à esta construção artificial
passaram a ser constantemente registradas, levando também a diversas tentativas de
minimização de efeitos indesejados. Os problemas apontados como advindos da abertura do
Valo Grande incluem erosão e inundação de áreas antes cultiváveis e habitadas no entorno do
canal, assoreamento do Mar Pequeno (Geobrás, 1966) e do porto de Iguape e destruição
quase total da praia do Leste, situada na face sul-sudeste da Ilha de Iguape. Em 1978, o Valo
Grande foi fechado por uma barragem de blocos de rocha capeados por lama, para estabelecer
tráfego de veículos terrestres entre a ilha de Iguape e o continente (Teles, 1997). A partir daí,
galgamentos de água doce e rompimentos parciais começaram a ocorrer esporadicamente a
montante da barragem, especialmente após chuvas intensas (DAEE, 1989 apud Teles, 1997;
Pisetta, 2006). Em 1995, após mais um evento de chuvas fortes, a barragem rompeu-se em
definitivo e o canal do Valo Grande alargou e tornou-se novamente ativo (Pisetta, 2006).
Registros dessas alterações morfológicas na parte nordeste da Ilha Comprida,
envolvendo também o canal do Valo Grande e a parte sul-sudeste da ilha de Iguape, foram
reunidos sob a forma de texto e mapas homogeneizados à escala de 1:25.000 no projeto
38
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
denominado “Complexo Valo Grande - Mar Pequeno - Rio Ribeira de Iguape”, pela Geobrás
Engenharia e Fundações S.A. (Geobrás, 1966). Levantamentos posteriores, para os anos de
1973, 1982 e 1991, foram compilados na dissertação de mestrado de Teles (1997). Esses
registros permitem conhecer os diferentes valores de largura do Valo Grande (Tabela 4.1) ao
longo do tempo. Permitem também, para o mesmo período, reunir acervo cartográfico sobre o
entorno do canal de Icapara, na terminação nordeste da ilha (Tabela 4.2). Tabela 4.1. Largura do canal do Valo Grande medida em diferentes épocas. Formas de medição: direta
(fonte negra), direta originalmente em unidades de palmos (1 palmo equivalia a 22 cm durante o período
histórico do Império no Brasil; INMETRO, 2006) (fonte vermelha), e direta por topografia (fonte azul).
Extraído de Geobrás (1966).
ANO LARGURA (m) EXECUTOR DA MEDIÇÃO 1827 4 DESCONHECIDO
1850 16 Administrador de Obras José Jacintho de Toledo
1852 14 Engenheiro Saboya e Silva
1855 14 Engenheiro Carlos Rath
1868 26 Engenheiro Saboya e Silva
1871 36 Engenheiro Saboya e Silva
1878 45 Engenheiro Weiss
1888 100 Engenheiro Saboya e Silva
1889 119 Instituto Geográfico e Geológico do Estado de São Paulo
1891 114 DESCONHECIDO
1893 120 Engenheiro Adolpho José de Carvalho Delvecchio
1894 147 Comissão Geográfica do Estado de São Paulo
1907 169 DESCONHECIDO
1911 163 DESCONHECIDO
1914 160 Dr. J. Cardoso de Almeida
1956 212 Missão Francesa e Laboratório de Hidráulica da Escola Politécnica
1965 193 Geobrás
39
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Tabela 4.2. Acervo de mapas baseados em levantamento de campo ou fotointerpretação (*) realizados
em diferentes épocas na região do canal de Icapara. Base de dados extraída de Geobrás (1966, fonte
azul), Teles (1997, fonte vermelha), e este trabalho.
ANO ESCALA EXECUTOR DO MAPA OU FOTOINTERPRETAÇÃO 1766-1800? 1:25000 Coronel João da Costa Ferreira
1868 1:25000 Capitão de Fragata E. Mouchez
1882 1:25000 Cap. José Maria do Nascimento e Prim. Ten. Arthurindio do Brasil
1908 1:25000 Comissão Geográfica e Geológica do Estado de São Paulo
1911 1:25000 Engenheiro J.C. Greenhalgh
1923 1:25000 DESCONHECIDO
1938 1:25000 Diretoria de Hidrografia e Navegação do Minist. da Marinha
1943 1:25000 Instituto Geográfico e Geológico do Estado de São Paulo
1953 1:25000 Departamento Nacional de Obras de Saneamento
1962 1:25000 Instituto Agronômico de Campinas
1965 1:25000 Geobrás
1973 1:25000 Departamento de Águas e Energia Elétrica
1982 1:42500 Diretoria de Hidrografia e Navegação do Minist. da Marinha
*1991 1:25000 Teles (1997)
*2000 1:35000 ESTE TRABALHO
Para este trabalho em particular, a comparação entre fotos aéreas de 1962 e 2000
possibilitou verificar a mudança na posição da desembocadura lagunar de Icapara, que se
deslocou 912,5 metros para NE, em detrimento da praia do Leste, na margem oposta (ilha de
Iguape). No mesmo período, a extensão dessa praia, influenciada também pela migração da
desembocadura do Ribeira para SW (Bentz & Giannini, 2003; Bentz, 2004), diminuiu
aproximadamente 570 metros (Figura 4.1).
40
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 4.1. Fotografias aéreas do extremo nordeste da Ilha Comprida e praia do Leste. Notar, entre as
duas datas, o deslocamento da desembocadura de Icapara para NE, a redução da planície de cordões
ao interior da praia do Leste, e o desaparecimento de esporão arenoso na praia de Ilha Comprida.
O estudo integrado de mais de 130 anos de registro histórico de mudanças ocorridas no
extremo nordeste da Ilha Comprida (Tabelas 4.1 e 4.2) encontra-se ilustrado nas Figuras 4.2 e
4.3. Além da tendência de deslocamento do canal de Icapara rumo NE, destacam-se também:
41
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
i) rápido alargamento inicial do canal do Valo Grande; ii) grande variação da largura na
extremidade nordeste da Ilha Comprida, com destaque para a região correspondente ao atual
campo de dunas ativo; iii) existência intermitente de um antigo embaiamento lagunar, disposto
segundo NW-SE, imediatamente a sul do morro de Icapara (“lagoa” Gapara); iv) surgimento
(entre 1938 e 1943) e desaparecimento (entre 1991 e 2000) de uma proeminência arenosa
(esporão) na praia da Ilha Comprida, hoje correspondente à região entre as distâncias
longitudinais de 59 e 60 km (sentido SW-NE).
42
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 4.2. Registro histórico de mudanças ocorridas no entorno do extremo nordeste da Ilha Comprida,
entre o final do século XVIII (1776-1800?) e o ano de 1943. Compilado de Geobrás (1966), Teles (1997)
e este trabalho.
43
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 4.3. Registro histórico de mudanças ocorridas no entorno do extremo nordeste da Ilha Comprida,
entre o ano de 1953 e o ano 2000. Compilado de Geobrás (1966), Teles (1997) e este trabalho.
44
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
As medições e registros cartográficos expostos nas tabelas 4.1 e 4.2 permitiram ilustrar
graficamente a evolução da largura do Valo Grande, a variação da largura da extremidade
nordeste da Ilha Comprida (região do campo de dunas ativo), a comparação entre o
deslocamento rumo NE da Ilha Comprida e o deslocamento rumo N do canal de Icapara e a
comparação entre o deslocamento rumo NE da Ilha Comprida e a evolução da largura da sua
extremidade nordeste (Figura 4.4). O resultado aponta para acentuado aumento da largura do
canal do Valo Grande entre 1870 e 1910 (cerca de 3,5 m/ano em média: Figura 4.4a), período
grosso modo equivalente ao do surgimento e rápido estreitamento (cerca de 17,5 m/ano em
média) da região correspondente a um campo de dunas ativo do extremo nordeste da ilha
(entre os quilômetros 58 e 59, rumo NE). Quanto ao deslocamento da Ilha Comprida neste
sentido, que acompanha a migração da margem norte do canal de Icapara, nota-se tendência
de estreitamento da desembocadura lagunar verificada no déficit entre curvas de dispersão
gráfica das distâncias percorridas pela ilha e pela margem do canal (Figura 4.4c) a partir de
1940, fato também notado nos mapas da Geobrás (1966) a partir desse ano (Figuras 4.2 e 4.3).
Entre 1991 e 2000, porém, a largura do canal de Icapara aparentemente aumenta. Por fim, a
variação da largura da Ilha Comprida na região do campo de dunas não aparenta relação clara
com o deslocamento rumo NE da barreira (Figura 4.4d), exceto talvez entre 1882 e 1908,
período em que essa região se estabelece. Nesse intervalo, o “estrangulamento” desse trecho
da ilha foi quase equivalente ao seu crescimento rumo NE (cerca de 30 m/ano).
45
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 4.4. Gráficos de distribuição temporal dos registros de medições históricas compilados de
Geobrás (1966), Teles (1997) e este trabalho. A: evolução da largura do canal do Valo Grande. B:
variação da largura da extremidade nordeste da Ilha Comprida (região do campo de dunas ativo). C:
comparação entre o deslocamento rumo nordeste da Ilha Comprida e o deslocamento rumo norte do
canal de Icapara. D: comparação entre o deslocamento rumo nordeste da Ilha Comprida e a evolução da
largura da sua extremidade nordeste.
A análise da Figura 4.4 novamente faz ressaltar a influência do Valo Grande nas
modificações morfológicas observadas. Este canal artificial é, segundo Pisetta (2006), o
principal agente de aporte de sedimentos em suspensão para o sistema lagunar,
especialmente rumo canal de Icapara, e despeja aí cerca de 75% da vazão do rio Ribeira de
Iguape (maior rio da costa paulista). No entanto, no que se refere à carga de fundo arenosa, a
erosão e retrabalhamento de sedimentos preexistentes é de grande importância no suprimento
à laguna. Para o ano de 1965, época em que a largura do canal já era comparável à atual
(cerca de 200 m), Geobrás (1966) já afirmava que o aporte de sedimentos na fração areia
(transporte trativo de fundo) através do Valo Grande se dava mais pela erosão de depósitos
mais antigos conseguinte de sua abertura, do que pela carga advinda diretamente do rio
Ribeira de Iguape (dominada por pelíticos em suspensão). O mesmo mecanismo é defendido
por Pisetta (2006), com base na distribuição de sedimentos de fundo da desembocadura de
Icapara encontrada por Barcellos (2005 apud Pisetta, 2006). A referida distribuição de 46
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
sedimentos indica predominância de “fundo intercalado por manchas de areia fina e de
sedimento siltoso”. Outro indicativo desse processo de remobilização, favorecido pelo canal
artificial, mas verificado na desembocadura de Cananéia, é descrito por Bonetti Filho (1995).
Em seu trabalho, o autor descreve o crescimento (por deposição sedimentar) do delta de maré
vazante existente naquela região, em local de corrente e/ou turbulência hidrodinâmica
incompatível com deposição de lama suspensa.
A erosão e remobilização de areia pelo fluxo do Valo Grande seria concentrada
especialmente em suas margens, na margem lagunar junto à ilha de Iguape, e do fundo do
canal artificial até a desembocadura de Icapara. No que se refere especificamente à
desembocadura de Icapara, e ao próprio crescimento recente da ilha Comprida para NE, este
efeito de remobilização de areias preexistentes, estimulado pelo aumento de vazão devido ao
Valo Grande, incluiria dinâmica de meandramento do canal de Icapara.
Um comportamento meandrante do canal de Icapara, sugerido por autores como
Geobrás (1966), Tessler (1982) e Pisetta (2006), pode ser assinalado pelos seguintes
argumentos: a) sua curvatura em planta; b) sua assimetria em perfil (Geobrás, 1966; Tessler,
1982); e c) o transporte sedimentar transversal ao canal com resultante para SW, em direção a
seu lado de declive mais suave (Ilha Comprida), confirmado por análise granulométrica
segundo a metodologia de Gao & Collins (1992), realizada por Conti (apud Pisetta, 2006). Por
esta dinâmica, os sedimentos erodidos em Iguape são redepositados na Ilha Comprida,
deslocando o canal de Icapara para norte (Figura 4.5). Outro indicativo desse meandramento
pode ser a diferença atual de descarga sedimentar total (suspensa e trativa) estimada entre o
Valo Grande e o canal de Icapara (57 ton/ano para o Valo Grande, 72 ton/ano para o canal de
Icapara) (Pisetta, 2006).
47
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 4.5. Esquema ilustrativo da dinâmica de meandramento do canal de Icapara. A seta vermelha
indica o rumo resultante de transporte sedimentar (no desenho da direita, está representado apenas o
transporte trativo de carga de fundo).
A efemeridade de algumas feições sedimentares, como a “lagoa” Gapara e o esporão
do extremo nordeste da ilha (Figuras 4.2 e 4.3) reflete a intensa dinâmica sedimentar dessa
área. O esporão pode ser observado em foto aérea de 1962 (distâncias 59 e 60 km rumo NE;
Figura 4.1), onde se nota, em associação, deslocamento da quebra de trens de ondas rumo ao
mar. Esse fato evidencia que a presença da projeção da linha de costa era acompanhada de
elevação do fundo sedimentar na zona submersa, semelhante ao que ocorre hoje em dia no
extremo sudoeste da ilha, onde Bonetti Filho & Furtado (1996) reconhecem presença de um
delta de maré vazante. Embora notado pela foto de 1962, o esporão neste trecho da ilha é
destacado em mapas a partir de 1943 (Figura 4.2). Sua existência pode marcar um momento
de deflexão para N da extremidade nordeste da ilha.
Com a retomada do rumo mais habitual de crescimento da ilha (NE), após 1962, este
esporão entrou em erosão. Possíveis resquícios desta erosão, ainda em andamento na porção
da praia correspondente à antiga projeção da linha de costa, são a presença de casas
destruídas, hoje em plena face da praia (Figura 4.6), e a existência de falésias vivas escavadas
em terraços de dunas frontais (Figura 4.7).
48
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 4.6. Erosão próximo ao extremo nordeste da praia de Ilha Comprida (distância 59 km no
sentido SW-NE, zona correspondente à antiga projeção costeira), evidenciada pela presença de
construções destruídas sobre a face da praia.
49
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 4.7. Falésia viva imposta em terraço de duna frontal: evidência de erosão recente, a 60 km de
distância ao longo da praia da Ilha Comprida, no sentido SW-NE.
Cabe destacar a presença do campo de dunas ativo existente entre as distâncias de 57
e 58 km (sentido SW para NE) da ilha. Esse pequeno campo de dunas transgressivo (2 x 0,5
km) (Figura 4.8), existente há várias décadas, encontra-se ainda em atividade e representa a
maior expressão da terceira geração de dunas (“geração 3”) reconhecida por Giannini et al.
(2006) na ilha Comprida. Seu estabelecimento reflete predomínio, ao menos temporário, de
estoque excessivo de areia na costa (pólo deposicional). Este acúmulo excedente teria ocorrido
num momento em que a deriva litorânea longitudinal desse trecho, até então bloqueada pelo
morro de Icapara, começava a superar tal obstáculo. Desse modo, a iniciação do campo de
dunas também marcaria a transição de um período de predomínio de “engorda” (aumento da
largura) da ilha para o atual período de crescimento longitudinal intensificado. Vale ressaltar
que, segundo os mapas originalmente reunidos por Geobrás (1966), esse trecho da ilha
corresponde ao de sua extremidade à época em que o Valo Grande foi aberto.
50
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 4.8. Foto superior: vista aérea (para sudoeste) da região do campo de dunas ativo, próximo à
extremidade nordeste da Ilha Comprida (fonte: Carneiro, 1995). Foto inferior: aspecto local do mesmo
campo de dunas, a 6 quilômetros do canal de Icapara (distância 57 km em rumo SW para NE), e a cerca
de 200 metros da praia.
51
Outro fator favorável ao desenvolvimento do referido campo de dunas é de caráter
morfológico: o trecho entre os quilômetros 57 e 60, que abrange o campo de dunas, é tido
como região de maior estreitamento da ilha (Guedes, 2003). Mesmo considerando aporte
eólico homogêneo ao longo da ilha, uma redução no espaço de acumulação poderia
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
amalgamar areia em trecho reduzido, culminando no crescimento de um campo de dunas
(Giannini, 2006; Giannini et al., 2006; Sawakuchi, 2006).
Embora o canal do Valo Grande tenha exercido papel fundamental no crescimento
longitudinal da ilha nas últimas décadas, o crescimento transversal (“engorda”) teve lugar de
destaque nos primeiros anos após a abertura desse canal. Como visto, o morro de Icapara,
maciço cristalino localizado na ilha de Iguape, aparentemente funcionava de obstáculo ao
crescimento longitudinal da barreira para NE. Assim, a barreira só poderia acelerar seu
crescimento longitudinal nesse sentido após “vencer” esse promontório através de crescimento
lateral (Giannini et al. 2003a; Guedes, 2003). A abertura do Valo Grande, em 1852, pode ter
sido o fator de incremento de aporte responsável pela aceleração da engorda lateral, seguido
da retomada do crescimento longitudinal.
4.2. Resultados morfológicos de campo A praia da Ilha Comprida, com extensão atual de 63 km, e a planície adjacente, são
abertas à visitação pública, apresentando maior interferência antrópica em sua parte nordeste,
a mais povoada.
O regime morfodinâmico predominante da praia é o dissipativo (estágio 1 de Wright &
Short, 1984), com altura de ondas de arrebentação de cerca de 80 cm, ampla zona de
espraiamento (média de 75 m), baixa declividade (média de 0,67o) e elevada largura entre o
nível de espraiamento médio e o pé das dunas frontais (média de 74,7 m) (Nascimento Jr. et
al., 2005). Declividade e largura da praia variam, grosso modo, inversamente ao longo do
sistema. Os maiores valores de declividade concentram-se próximo às extremidades da ilha
(Figura 4.9).
52
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 4.9. Variação na declividade (símbolo quadrado, em vermelho) e na
largura da praia (símbolo circular, em azul) ao longo do sistema praia - duna
frontal da Ilha Comprida. O eixo das ordenadas possui valores em graus
para a declividade, e em metros para a largura da praia (cujos valores foram
divididos por 100, para fins de visualização e comparação).
Quanto à morfologia da praia, observa-se predomínio da forma terraço de berma até os
primeiros 16 km no sentido SW-NE. Este trecho apresenta ainda, a partir dos 5 km iniciais,
reentrâncias na forma de cúspides escavados na berma pela ação das ondas (Figura 4.10).
Variações na morfologia da praia ao longo deste trecho permitem sua subdivisão segundo a
classificação morfodinâmica de Wright & Short (1984), em três setores: a) de caráter
intermediário-dissipativo (rhytmic bar and beach), no primeiro quilômetro; b) daí até o
quilômetro 4 rumo NE, de caráter intermediário-reflexivo (transverse bar and rip); c) e
dissipativo com cúspides (longshore bar trough), nos restantes 12 km do trecho. Apesar do
claro predomínio do regime de quebra de ondas deslizante (spilling – Galvin, 1968) sobre a
praia, há ligeira tendência, nos primeiros 16 km da ilha, de transição para regime mergulhante
(plunging) de quebra das ondas. Por fim, no grande trecho restante, da distância 17 a 63 rumo
NE, predomina basicamente uma face de espraiamento larga e plana de morfodinâmica
dissipativa (Figura 4.10), com regime de quebra das ondas nitidamente deslizante (spilling).
53
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 4.10. Acima: ocorrência de berma e cúspides associados em região de morfodinâmica
intermediária, a 3 km de distância da ponta sudoeste da praia. Notar reentrâncias da água do mar por
ocasião da maré alta. Abaixo: terraço de duna frontal incipiente, franja eólica e ampla face praial (da
esquerda para a direita), em setor de morfodinâmica dissipativa (distância 48km, rumo NE).
As dunas frontais incipientes (DFIs) apresentam altura média de 1,27 m, com maiores
alturas ocorrendo entre os pontos localizados entre 7 e 34 km e entre 56 e 58 km, a partir do
extremo SW da ilha (Figura 4.11). O primeiro trecho é composto principalmente de rampas
cavalgando falésias de DFEs e depósitos mais antigos (paleodunas? terraços marinhos de
praia?). O segundo trecho corresponde a cordões isolados.
54
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 4.11. Variação na altura de dunas frontais incipientes (DFIs) ao longo do
sistema praia - duna frontal da Ilha Comprida.
Nos pontos próximos das desembocaduras lagunares da Ilha Comprida, e dos córregos
maiores (“sangradouros”, situados nas distâncias 2, 7, 17 e 63 km a partir do extremo SW da
praia da Ilha Comprida), a morfologia das dunas frontais incipientes (DFIs) tende a terraços
baixos (até 0,5 m) com montículos isolados de nebkhas (Figura 4.12). Esta morfologia pode ser
atribuída a aporte regular e contínuo de sedimentos pelas desembocaduras nas extremidades
da barreira. No caso específico dos córregos, que promovem maior superfície úmida ou
inundada sobretudo na face da praia, a maior coesão das areias impede a geração de formas
eólicas mais proeminentes.
55
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Foto 4.12. Nebkhas isolados sobre ampla franja eólica (com marcas onduladas). Ao fundo, presença de
córrego, em trecho paralelo à praia. Distância 6 km ao longo da praia, de SW para NE.
Ainda em termos de morfologia das dunas incipientes, e excetuando-se nebkhas, sua
ocorrência ao longo da barreira pode ser dividida em dois grandes setores. Um deles,
abrangendo os primeiros 27 km em sentido SW-NE, é marcado por alternância de alta
freqüência entre as formas dunares de terraço, cordão e rampa. O outro, tomando os restantes
36 km, caracteriza-se por alternância monótona e de baixa freqüência entre terraço e cordão,
com ausência de rampas. Como não existem obstáculos significativos à pista de vento capazes
de impor particularidades morfológicas, a diferença entre os setores deve relacionar-se a
variações de morfodinâmica da praia. No primeiro setor, são freqüentes falésias vivas nas
DFIs, e mesmo nas dunas frontais estabelecidas (DFEs) e paleodunas à retaguarda; neste
último caso, as DFIs ancoram-se, com morfologia de rampa, sobre as escarpas (Figura 4.13).
Souza (1997) relata para o mesmo setor da praia o freqüente avanço das ondas, em condições
de maré alta, até o sopé das dunas, como “causa” de erosão proeminente e formação de
falésias. No segundo setor, porém, as falésias quase inexistem (exceção aos pontos situados
nas distâncias 59 e 60 km a partir do extremo SW da ilha, discutidos no tópico anterior), e a
ocorrência de DFEs e paleodunas se interioriza. Sucessões de cordões subparalelos de DFEs
podem eventualmente ser observadas, nessas condições (Figura 4.14).
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Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 4.13. Rampa de duna frontal incipiente (DFI) apoiada sobre falésia de duna frontal estabelecida
(DFE). Ponto situado a 24 km de distância ao longo da praia, no sentido SW-NE.
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Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 4.14. Sucessão de cordões subparalelos de dunas frontais estabelecidas (DFEs), bem
preservados. Ponto situado a 24 km de distância ao longo da praia, no sentido SW-NE.
Diferenças morfológicas (i.e., rampa versus cordão) dentro de um mesmo tipo geral de
dunas frontais (i.e., duna frontal incipiente ou duna frontal estabelecida), podem ser vistos ao
longo da Ilha Comprida. Por exemplo, cordões de dunas podem encontrar-se sinuosos ou
retilíneos, coalescidos ou isolados, com ou sem falésia, entre outros aspectos. Estas variações
intrínsecas a um mesmo tipo de duna frontal foram descritas e representadas por blocos-
diagramas descritivos do sistema praia - duna, a partir das descrições e interpretações
baseadas no levantamento de campo e nas fotografias então adquiridas. A esquematização e
representação das conformações morfológicas mais representativas do sistema, na forma de
blocos-diagramas, encontram-se detalhadas no Anexo III e resumidas na Figura 4.15.
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Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 4.15. Representação esquemática e distribuição espacial dos quatro tipos mais comuns de
associação morfológica do sistema praia - duna frontal da Ilha Comprida. C: Cordões de dunas frontais
em praia dissipativa. T: Terraço de DFI em praia com franja eólica, em praia dissipativa. R: Rampa de
DFI sobre escarpa de duna mais antiga/estabelecida, em praia intermediária a dissipativa. N: Nebkhas
isolados sobre terraço recoberto por franja eólica, em praia intermediária a dissipativa.
Franjas eólicas apresentam-se ao sopé de morfologias de DFIs ou por sobre terraços
baixos de DFIs (neste caso, ao redor de montículos de nebkhas). Consistem de acúmulos
espraiados centimétricos de lençóis de areia com marcas onduladas eólicas, sem vegetação
(Giannini, 2006). Sob aporte eólico elevado, estas franjas podem evoluir para protodunas
(formas de leito eólicas com até poucos metros de altura, e sem face de avalancha) (Giannini,
2006). Na Ilha Comprida, sua ocorrência é ampla, mas há ligeira redução nas extremidades da
praia, com destaque para a extremidade nordeste. Aparentemente não existe um padrão de
distribuição ou de forma das franjas eólicas que possa ser correlacionado à variação
morfodinâmica da ilha.
Uma síntese da distribuição das morfologias de praia e dunas frontais incipientes, ao
longo do sistema praia - duna, é esboçado na Figura 4.16.
59
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 4.16. Distribuição das morfologias de praia e DFIs ao longo do sistema praia - duna frontal
da Ilha Comprida.
4.3. Resultados de distribuição da vegetação nas dunas
A vegetação predominante sobre as dunas frontais incipientes é composta
principalmente de psamófitas rastejantes ou arbustivas, resistentes à salinidade e ventilação
excessivas, e às adversidades do substrato, como baixa coesão e retenção líquidas, e
escassez de nutrientes (Maretti & Filet, 1988; Souza & Capellari Jr., 2004). Seu papel é
fundamental na estabilização inicial deste tipo de duna, que eventualmente evolui para formas
mais estabelecidas, acompanhadas pela maior densidade e diversidades vegetais. Eventos
antigos de fixação e estabelecimento de dunas são registrados em níveis mosqueados de
paleossolos, revelando diferentes gerações de dunas costeiras. São comumente encontrados
dividindo estratos de paleodunas, com destaque para as mais interioranas.
As espécies vegetais encontradas com ocorrência predominante nas DFIs ao largo da
praia foram em ordem decrescente: Spartina ciliata Kunth., Ipomea pes-caprae Sweet. (“salsa-
da-praia”), Hydrocotyle umbellata L. (“açariçoba”), Iresine portulacoides (St. Hil.) Moq. e Ipomea
litoralis Boiss. (Figuras 4.17 e 4.18).
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Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 4.17. Fotos das espécies vegetais de ocorrência mais freqüente nas DFIs de Ilha Comprida.
Acima, à esquerda, Spartina ciliata, no ponto 27. Acima, à direita, Ipomea pes-caprae, no ponto 46.
Centro, à esquerda, Hydrocotyle umbellata, no ponto 21. Centro, à direita, Iresine portulacoides, no ponto
27. Abaixo, Ipomea litoralis, no ponto 58. Numeração de todos os pontos refere-se à distância em km, ao
longo da praia, de SW para NE.
61
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 4.18. Distribuição da ocorrência de vegetação nas dunas frontais incipientes (DFIs) ao longo
do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida.
As espécies citadas são aparentemente as mais bem-sucedidas na colonização pioneira
dos depósitos eólicos da Ilha Comprida. Nesse aspecto, para o litoral de São Paulo, Hueck
(1955) apontou Iresine portulacoides como uma das espécies pioneiras mais freqüentes e
importantes na antepraia (Figura 2.2), por seu florescimento irregular durante quase o ano
inteiro, e sua resistência a incursões de água salgada nas partes mais altas da praia, inclusive
com tendência de crescimento rumo ao mar. Embora Hueck (1955) tenha limitado seu estudo
florístico da costa paulista, rumo sul, ao litoral de Peruíbe, essa observação sobre o
comportamento de Iresine portulacoides pode ser estendida, em parte, à Ilha Comprida.
Aparentemente, espécies rastejantes como as chamadas “gramíneas de praia” (beach
grasses) favorecem o aprisionamento de areia eólica e o desenvolvimento de dunas frontais à
medida em que reduzem a competência do transporte eólico próximo à superfície da praia
(Kuriyama et al., 2005). Nos locais onde estas plantas são ausentes, o transporte eólico em
geral só diminui em competência ao sopé das primeiras dunas frontais distintas (estas,
vegetadas). Na Ilha Comprida, Spartina ciliata, Ipomea pes-caprae e Iresine portulacoides são
plantas rastejantes, embora somente a primeira seja gramínea. Entretanto, de modo análogo a
gramíneas em geral, são espécies que se disseminam facilmente na antepraia e possuem
raízes de alta razão largura/profundidade.
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Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
4.4. Resultados da análise granulométrica Os resultados de distribuição em massa e parâmetros estatísticos, obtidos pelo
programa Momento4-expansão, encontram-se nas tabelas A1.1 e A1.2 do Anexo I.
Predominam nas amostras analisadas areias finas a muito finas, muito bem selecionadas, e de
assimetria negativa a muito negativa. Entre as areias de praia e duna frontal incipiente, as
diferenças nos parâmetros de granulometria são pequenas (da ordem de 0,1 phi). O fato pode
decorrer da grande homogeneidade granular das areias praiais, concentrada nas frações mais
finas. Em geral, os sedimentos coletados são constituídos por areias finas a muito finas
(>95%), com média de 70% de areia fina e 30% de areia muito fina, para a praia, e 55% de
areia fina contra 45% de areia muito fina, para as dunas frontais incipientes. Como esta é a
fonte sedimentar imediata das dunas em questão, e delas se encontra muito próxima, o
transporte aerodinâmico não deve ter modificado a granulometria de modo significativo. Ainda
assim, comportamento oposto entre praia e dunas pode ser observado nos padrões de
variação longitudinal da assimetria.
Algumas tendências gerais, detectadas nos gráficos de variação longitudinal dos
parâmetros estatísticos ao longo do sistema praia-duna, apresentam-se discutidas a seguir. Em
geral, as areias, tanto na praia como nas dunas, tornam-se mais finas e melhor selecionadas
de SW para NE, o que pode ser atribuído ao predomínio, em escala maior, da corrente de
deriva litorânea neste sentido. O mesmo foi observado por Giannini et al. (2003b) e Guedes
(2003) para cordões litorâneos holocênicos mais antigos; assim, o rumo de transporte
predominante das areias costeiras pode não se ter alterado significativamente desde a
formação da Ilha Comprida. Nas areias praiais, observa-se boa correlação linear inversa, entre
o diâmetro médio, expresso em phi (r=+0,76, α<0,005), e o desvio-padrão (r=-0,68, α<0,005), e
também, a maior intervalo de confiança α, entre diâmetro médio e assimetria (r=-0,36,
0,025>α>0,01). Para cordões litorâneos mais antigos da ilha, Guedes (2003) encontrou
maiores valores de correlação linear inversa entre curtose e desvio-padrão e entre curtose e
assimetria.
A presença de bioclastos (fragmentos de bivalves e gastrópodes) nos sedimentos
recentes da praia de Ilha Comprida é pequena: eles perfazem, em média, entre 0,01 e 0,4% em
massa das classes granulométricas entre areia muito grossa e areia fina (Figura 4.19). Nas
dunas, sua presença é desprezível. Com estas baixas concentrações, não exercem influência
nos parâmetros estatísticos de granulometria (diâmetro médio, desvio-padrão e assimetria).
Altas concentrações poderiam, por exemplo, levar a erros na interpretação de sentido de
transporte sedimentar, uma vez que seu comportamento hidrodinâmico e sua fonte de origem
63
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
(fornecimento) são, freqüentemente, diferentes dos de grãos terrígenos. Assim, análises de
distribuição granulométrica da areia praial da Ilha Comprida podem ser efetuadas, com relativa
segurança, para inferir sentido de deriva litorânea. Também diferenças de distribuição
granulométrica entre praia e dunas podem ser explicadas por diferenças entre mecanismos de
transporte.
Figura 4.19. Distribuição média de freqüências granulométricas de bioclastos em amostras de praia
(A). Contribuição média de bioclastos para a distribuição de freqüências granulométricas de amostra
total (terrígenos mais bioclastos) (B). Os intervalos da classe areia muito fina (2,75, 3,25, 3,75 phi)
não apresentaram teores significativos em bioclastos.
4.4.1. Diâmetro médio O diâmetro médio demonstra a ordem de grandeza das classes de tamanho das
partículas. Numa distribuição unimodal, este parâmetro representa a energia cinética média do
agente e/ou processo deposicional, mas é também dependente do intervalo granulométrico
inicialmente disponível para transporte e deposição.
Este parâmetro apresenta baixo desvio-padrão de seus dados, tanto entre amostras de
praia (0,26, para valores expressos em phi) como entre as de dunas (0,28). O fato denota
grande homogeneidade das amostras entre si quanto ao diâmetro médio. As amostras de modo geral enriquecem-se em areia muito fina para NE, o que ajuda a
explicar o afinamento de diâmetro médio nesse rumo. Na praia, valores médios de diâmetro
médio vão de 2,58 phi, nos primeiros 32 km rumo NE, a 2,96 phi, nos últimos 31 km. Nas
dunas, variam nos mesmos trechos de 2,77 phi para 3,00 phi (Figura 4.20).
64
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
N=63 r= +0,76 α=<0,005 n=63 r= +0,67 α=<0,005
Figura 4.20. Variação de diâmetro médio da fração areia, ao longo da praia (à esquerda) e das dunas
frontais incipientes, de SW para NE. Os símbolos n, r e α correspondem respectivamente a número de
amostras, coeficiente de correlação linear e nível de significância (por teste de regressão unicaudal t de
Student).
4.4.2. Desvio padrão O desvio-padrão mede a dispersão em torno da média granulométrica, e equivale ao
inverso do grau de seleção granulométrica dos sedimentos. Nas populações unimodais,
relaciona-se diretamente a freqüência e amplitude das variações de energia e aporte do agente
e/ou processo deposicional, em torno das condições cinéticas médias.
As amostras de praia apresentam alto grau de seleção (pela classificação de Folk,
1968), com 49,3% dos sedimentos muito bem selecionados e o restante bem selecionado,
como resultado do retrabalhamento pelo vaivém das ondas. As amostras das dunas frontais
incipientes apresentam grau de seleção ainda mais alto, com 73% das amostras muito bem
selecionadas, e o restante de amostras bem selecionadas. Há tendência de melhora da seleção granulométrica das amostras rumo NE ao longo do
sistema praia - duna frontal, com valores médios 0,30 phi e 0,28 phi nos últimos 20 km nesse
rumo, para praia e dunas, respectivamente; nos primeiros 43 km, os valores encontrados são
de 0,40 e 0,35 phi, respectivamente (Figura 4.21).
65
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
n=63 r= -0,68 α<0,005 n=63 r= -0,60 α<0,005
Figura 4.21. Variação de desvio-padrão da fração areia, ao longo do sistema praia - duna frontal, de SW
para NE. Os símbolos n, r e α correspondem respectivamente a número de amostras, coeficiente de
correlação linear e nível de significância (por teste de regressão unicaudal t de Student).
4.4.3. Assimetria A assimetria é um parâmetro que descreve se a curva de distribuição de freqüências é
ou não simétrica e, sendo assimétrica, para qual lado se prolonga sua cauda. Segundo Muehe
(1996), em depósitos residuais bem como na zona de espraiamento, as frações mais finas dos
sedimentos são removidas pelo refluxo das ondas, sendo por isso comum encontrar
distribuições assimétricas negativas em areias de face praial.
Para a praia de Ilha Comprida, as curvas de distribuição granulométrica apresentam
54% de assimetria negativa a muito negativa (pela classificação de Folk, 1968), com 9,5% de
curvas simétricas, e o restante compondo curvas positivamente assimétricas (36,5%). Quanto
às dunas, 25,4% são de amostras de assimetria negativa a muito negativa, 14,3% de amostras
simétricas, e o restante de amostras (60,3%) positivamente assimétricas.
Neste parâmetro, observam-se tendências de variação longitudinal opostas entre praia
e duna frontal. Ao longo do perfil realizado, a distribuição granulométrica da praia torna-se
assimetricamente mais negativa rumo NE, enquanto as dunas tornam-se mais positivas (Figura
4.22). Aparentemente, o transporte pelo vento, como agente selecionador, é muito competente
em deslocar a cauda da curva granulométrica para as frações mais finas (Nascimento Jr. et al.,
2005). Essa tendência tem sido encontrada mesmo para dunas costeiras onde o transporte a
partir da área fonte praial é curto, como é o caso de dunas frontais incipientes (Giannini et al.
2003c).
66
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
n=63 r= -0,36 0,025>α>0,01 n=63 r= +0,29 α=0,05
Figura 4.22. Variação de assimetria da fração areia, ao longo do sistema praia - duna frontal, de SW
para NE. Os símbolos n, r e α correspondem respectivamente a número de amostras, coeficiente de
correlação linear e nível de significância (por teste de regressão unicaudal t de Student).
4.4.4. Dedução da deriva litorânea pelo método de McLaren & Bowles (1985)
As estatísticas escolhidas para o presente estudo, diâmetro médio, assimetria e desvio
padrão, são aqui usadas para interpretar o transporte de sedimentos e, por conseguinte, as
células locais de deriva litorânea. Pela regra de McLaren & Bowles (1985), o transporte dá-se
no sentido do “mais grosso / melhor selecionado / mais positivo” ou “mais fino / melhor
selecionado / mais negativo”. Quando nenhum dos padrões é encontrado, não se pode aferir o
rumo do transporte com segurança. O parâmetro que sozinho indica o rumo do transporte com
maior confiabilidade é o grau de seleção.
Nas Figuras 4.20, 4.21 e 4.22, verifica-se nas areias da praia, rumo NE, tendência geral
de afinamento, melhora do grau de seleção (diminuição do desvio-padrão) e assimetria mais
negativa. Esta combinação de variações é concordante com um dos padrões indicadores de
transporte segundo McLaren & Bowles (1985), o que permite inferir uma deriva longitudinal
predominante naquele sentido. Nas mesmas figuras, nota-se que, em cada ponto, não existe
grande diferença entre praia e duna nos valores dos três parâmetros, em cada ponto. Isto se
deve provavelmente à granulação originalmente fina da fonte sedimentar imediata (no caso, a
praia), e à curta distância de transporte eólico a partir desta até o sítio de deposição (as dunas). Apesar do padrão de McLaren indicador de transporte rumo NE na praia como todo,
observa-se o mesmo padrão, porém invertido para SW, nos primeiros 10 km mais meridionais
da Ilha Comprida. Assim, haveria uma região de divergência de transporte neste local, que
também se localiza próximo ao centro da região anteriormente interpretada como sendo
67
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
erosiva, devido a morfologia de dunas muito escarpadas, e que apresenta berma e cúspides de
espraiamento associadas. A Figura 4.23 representa estes dois supostos segmentos de deriva
divergente através de gráficos de dispersão com linhas de tendência.
68
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
n= 10 r= -0,23 0,3>α>0,2 n= 53 r= +0,86 α<0,005
n= 10 r= +0,34 0,2>α>0,1 n= 53 r= +0,54 α<0,005
n= 10 r= +0,24 0,3>α>0,2 n= 53 r= -0,55 α<0,005
n= 10 r= +0,19 α=0,3 n= 53 r= -0,58 α<0,005
n= 10 r= +0,79 α<0,005 n= 53 r= -0,48 α<0,005
n= 10 r= +0,25 0,3>α>0,2 n= 53 r= +0,11 0,3>α>0,2
Figura 4.23. Gráficos comparando tendências de distribuição dos parâmetros estatísticos entre os
primeiros 10 km e os últimos 53 km (rumo SW-NE) do sistema praia - duna. Símbolo circular azul
representa amostras de praia, enquanto o símbolo triangular vermelho representa amostras de duna
frontal incipiente. Os símbolos n, r e α correspondem respectivamente a número de amostras, coeficiente
de correlação linear e nível de significância (por teste de regressão unicaudal t de Student).
69
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
4.4.5 Dedução da deriva litorânea pelo método de Gao & Collins (1992) Pelo uso do programa GSTAST de Chang et al. (2001), para os 63 pontos amostrados
na praia, foram aceitos dois vetores, em sentido NE. Suas localizações, expressas em distância
(km) a partir do extremo sudoeste da Ilha Comprida, são 15 (rumo 47,09o, L=0,67) e 52 (rumo
59,05o, L=0,67) (Figura 4.24). O pequeno número de vetores aceitos pelo teste deve advir em
parte do caráter da distribuição das estações amostradas: linear, e não a em rede, como o
programa, a princípio, foi desenvolvido. Isso implica que, para cada estação testada, um
máximo de apenas dois vetores vizinhos será tomado, uma situação semelhante à de regiões
de borda das amostragens em rede (“efeito de borda” – Gao & Collins, 1994).
Figura 4.24. Vetores orientados para NE, aceitos pelo programa GSTAST para a praia da Ilha Comprida.
O vetor mais a SW corresponde à distância longitudinal 15km (de SW para NE), e o a NE, à distância 52
km.
Os resultados obtidos pelo programa apresentam, entretanto, consistência com a deriva
predominante para NE, deduzida, no tópico anterior, pela aplicação simples de correlação
linear e regra de McLaren & Bowles (1985). Para avaliar a possível deriva litorânea em sentido
oposto nos primeiros 10 km a SW, os pontos amostrados foram agrupados de modo a separar
as regiões supostas como de deriva divergente. O programa, entretanto, não apontou nenhum
vetor neste trecho. Já para os 53 km seguintes a NE, foram indicados os mesmos vetores já
aceitos para o teste aplicado ao conjunto completo de pontos de amostragem.
4.5. Resultados de análise de minerais pesados
O sistema praia - duna frontal da Ilha Comprida apresentou areias na fração muito fina
compostas, em média, de 2,58% em massa de minerais pesados (0,69% na praia, 4,47% nas
DFIs). Desses, foram separados, em média, 2,82% de magnéticos (3,79% na praia, 1,85% nas
DFIs).
70
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
O teor em massa de minerais pesados quantificado ao longo da praia apresentou sutil
tendência de aumento rumo NE (Figura 4.25). Graficamente, três picos de elevado teor em
massa podem ser destacados: dois deles quase nas extremidades da ilha (a 3 e 61 km, rumo
NE; no gráfico, pontos 1,5 e 30,5), e o terceiro, próximo ao centro (a 37 km rumo, rumo NE; no
gráfico, ponto 18,5).
Figura 4.25. Distribuição dos teores em massa de minerais pesados na fração areia muito fina da praia
(à esquerda, símbolo circular) e das dunas frontais incipientes (à direita, símbolo triangular), de Sw para
NE, ao longo do sistema praia - duna frontal da Ilha Comprida.
Destaca-se que o pico de maior teor (4,8% de pesados) próximo à extremidade
nordeste, adjacente à desembocadura de Icapara, pode estar ligado a elevada descarga
sedimentar, remobilizada pelo rio Ribeira de Iguape através do canal do Valo Grande. A região
onde ocorre este pico formou-se essencialmente nos últimas décadas por influência da
abertura do referido canal artificial. Assim, partindo-se do pressuposto de que o canal atravessa
áreas de depósitos arenosos mais antigos (pleistocênicos) e os remobiliza rumo
desembocadura de Icapara, o enriquecimento em minerais pesados seria uma herança dessa
fonte arenosa inicial. Outra explicação para o elevado teor de minerais pesados encontrado
nesse trecho da praia é a tendência de concentração residual próximo a regiões submetidas a
erosão, como a que ocorre justamente aí.
Mesmo fato pode ser evocado para explicar o pico (2%) encontrado a 3 km da ponta
sudoeste da praia, em ponto próximo à região tida como de vocação erosiva (fornecimento
sedimentar para as áreas vizinhas), nos arredores da distância 8 km (sentido SW-NE).
Ademais, vale lembrar que a região abriga um dos sangradouros perenes de maior porte (a 7
km da extremidade SW), cuja contribuição sedimentar pode ser localmente importante.
Para o pico de concentração de pesados de 3,9%, encontrado na distância SW-NE de
37 km, no entanto, que não se encontra próximo a sangradouro perene, uma explicação
71
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
possível seria o enriquecimento residual devido a erosão atuante sobre aquele trecho da praia.
Embora não existam evidências diretas, os valores relativamente baixos de largura da praia
(60,3 m) podem ser tomados como indício de alguma erosão costeira em andamento (Figuras
4.6 e 4.7). Nos sedimentos de dunas frontais incipientes, a mesma tendência de aumento sutil
rumo NE e os mesmos três picos de teor de pesados encontram-se evidenciados graficamente
(Figura 4.25). Em comparação com a praia, a posição destes picos aparece entretanto
ligeiramente deslocada para NE (distâncias 4, 39 e 63 km, de SW para NE). O fato pode ser
explicado pelo transporte das areias, a partir da praia, pelos ventos predominantes e efetivos
da região, vindos principalmente de SSE (Geobrás, 1966; tópico 2.3). Este componente de
transporte eólico para NNW pressupõe que as dunas imediatamente adjacentes à determinado
trecho de praia (na perpendicular) não são neste caso as que melhor o refletem, em termos
sedimentológicos. Ventos deslocando areia no sentido NNW, na Ilha Comprida, foram
identificados por direções de mergulho de estratificações cruzadas medidas tanto em dunas
frontais ativas (estabelecidas) como em paleodunas interiores (Guedes, 2003; Giannini et al.,
2006). A mesma sugestão é dada pela orientação rumo NNW nítida no posicionamento de
calhas de rupturas de deflação ao longo da ilha (Giannini et al., 2003a; Guedes, 2003).
Outra diferença entre praia e dunas frontais, no que se refere aos picos de
concentração de minerais pesados reside na ordem de grandeza dos teores, cerca de cinco
vezes maior nas dunas (10,8%, 20,1% e 16,8%, respectivamente, para os pontos de
amostragem localizados a 4, 39 e 63 km, de SW para NE). Este enriquecimento em relação à
praia pode ser devido à seleção preferencial das frações mais finas pelo vento, as quais
comumente concentram minerais pesados, seja por uma questão de tamanho original, herdado
da fonte primária (van Andel, 1959), seja por razões de equivalência hidráulica (Giannini, 1993).
4.5.1. Rochas-fontes
Nas amostras analisadas do sistema praia - duna frontal, os minerais pesados
transparentes não-micáceos (PTNM), em ordem decrescente de abundância, são: epídoto,
turmalina, hornblenda, zircão, estaurolita, rutilo, sillimanita, cianita, andaluzita, hiperstênio e
granada. Em menor quantidade (menos de 1% do total da fração PTNM, em freqüência de
contagem), também são encontrados tremolita (Quadro A2.6 – base), clinopiroxênios (augita e
diopsídio) e monazita (tabelas A1.3 e A1.4 do Anexo I). Entre os minerais pesados não-
magnéticos, a proporção de opacos é de 63,5% em média.
72
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Segue adiante a descrição dos principais minerais pesados transparentes não-
magnéticos encontrados com ocorrência igual ou superior a 1% do total, e a interpretação de
suas possíveis rochas fontes:
- Epídoto (17,76%): sua cor predominante é amarelo-esverdeada (epídoto sensu strictu ou
“pistachita”), mas o amarelo pardo e o incolor também estão presentes, por vezes com
aspecto sujo e/ou corroído. Exibe típica cor de interferência “manto de alequim”. Grãos
arredondados são dominantes, sendo rara a presença de formas prismáticas ou irregulares.
Pode ter como fonte os gnaisses e migmatitos do Complexo Costeiro, mas uma origem em
granitos ou mesmo intrusivas alcalinas não pode ser descartada. Quadro A2.1 (topo e
centro), Anexo II.
- Turmalina (15,49%): predominam as variedades de cor marrom escuro (schorlíticas),
seguidas de verdes e azuis (elbaíticas) e pardas claras (dravíticas). Em geral, têm formas
equidimensionais e prismáticas, arredondadas a subarredondadas. Inclusões podem
ocorrer. Pode ter origem em granitos, pegmatitos associados e rochas metamórficas do
embasamento cristalino. Uma derivação secundária, a partir de sedimentos retrabalhados,
não pode ser descartada, devido a presença de cristais corroídos por dissolução. Alguns
cristais possuem crescimento secundário (crescimento metamórfico?). Quadros A2.1 (base)
e A2.2 (topo), Anexo II. - Hornblenda (9,86%): grãos com forma quase sempre alongada, de bordas arredondadas
e/ou serrilhadas, estas raramente reentrantes no mineral. Alguns raros cristais podem
apresentar-se dobrados, o que remonta à estruturação da rocha fonte. Dominam as
colorações verde muito escuro e verde pardacento, podendo haver transição pleocróica
entre esses matizes. Variedades estritamente pardas podem ser vistas (hornblenda
magnésio-hastingsítica). Pode ter fonte em paleossomas anfibolíticos do Complexo
Costeiro e em anfibolitos alojados no Supergrupo Açungui (Tessler, 1988). Hornblenda
magnésio-hastingsítica, em geral, é de origem vulcânica (e.g. Deer et al., 1992; Mange &
Maurer, 1992), e pode assim advir de diques de diabásio mesozóicos, que cortam
especialmente migmatitos do Complexo Costeiro e corpos granitóides. Quadro A2.2 (centro
e base), Anexo II. - Zircão (9,09%): encontrado sempre incolor, às vezes bem arredondado, ou em grãos
prismáticos, e com extremidades piramidais, por vezes fragmentados. Variedades zonadas,
com linhas de crescimento interno, são muito raras. Inclusões minerais também podem
ocorrer. Mineral comum e de alta resistência química, origina-se provavelmente das rochas
do Complexo Costeiro e do Supergrupo Açungui. Quadro A2.3 (topo), Anexo II.
73
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
- Estaurolita (8,81%): predominam as formas equidimensionais, arredondadas e de coloração
amarelada típica. Raríssimos espécimes apresentam geminação (“cruz de Santo André”?).
Pode ter origem nos sedimentos da plataforma continental (Giannini, 1987; Tessler, 1988) e
em rochas metamórficas do Supergrupo Açungui. Quadro A2.3 (centro), Anexo II.
- Rutilo (4,79%): predominam cristais vermelhos prismáticos e arredondados, mas
variedades angulosas podem ocorrer. Geminações raras, como em “joelho”, e do tipo
“polissintética” (à semelhança de plagioclásios, porém em maclas oblíquas ao alongamento
do prisma), podem estar presentes. Raríssimos grãos “amorfos” (criptocristalinos) de
leucoxênio, em transformação para rutilo, podem aparecer, o que sugere derivação a partir
de sedimentos retrabalhados. O rutilo pode advir de charnoquitos, rochas granulíticas,
biotita-sillimanita gnaisses e migmatitos do Complexo Costeiro. Quadros A2.3 (base) e A2.4
(topo), Anexo II. - Sillimanita (4,77%): predominam grãos incolores alongados e angulosos. A fibrolita,
variedade fibrosa incolor a acinzentada, é rara. A origem provável deste mineral são as
rochas metamórficas de alto a médio grau do embasamento pré-cambriano, em especial as
paraderivadas. Quadro A2.4 (centro), Anexo II.
- Cianita (3,48%): ocorre em grãos incolores alongados e angulosos. Pode ser derivado de
retrabalhamento de sedimentos relíquias da plataforma continental (Giannini, 1987; Tessler,
1988), e de rochas aluminosas (parametamórficas) do Supergrupo Açungui. Quadro A2.4
(base).
- Andaluzita (1,53%): em grãos róseos ou incolores, de formas equidimensionais angulosas.
Uma característica muito comum é a presença de inclusões carbonosas. Um leve
pleocroísmo em tom róseo pode estar presente. À semelhança da estaurolita e da cianita,
pode provir de sedimentos plataformais (Giannini, 1987; Tessler, 1988) e de rochas
parametamórficas do Supergrupo Açungui. Quadro A2.5 (topo), Anexo II.
- Hiperstênio (1,51%): ocorre em coloração predominante verde suave, muitas vezes com o
típico pleocroísmo de verde para rosa. Os cristais são alongados e de bordas arredondadas
ou serrilhadas. Sua origem pode relacionar-se a charnoquitos e outras ortoderivadas de
rochas básicas do Complexo Costeiro. Quadro A2.5 (centro), Anexo II.
- Granada (almandina?) (1%): quase sempre incolor, mas tons levemente rosados podem
ocorrer. As formas são geralmente de fragmentos irregulares arredondados, sendo que
tipos mais angulosos ocorrem com menor freqüência. Uma provável alteração superficial
ocorre em alguns cristais, em forma de losangos e picoteamentos. A origem provável deste
mineral é a partir de rochas parametamórficas aluminosas do Supergrupo Açungui. Quadro
A2.5 (base), Anexo II.
74
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
4.5.2. Índices de estabilidade mineral
Pela análise de índices de maturidade mineralógica, foi possível reconhecer duas
tendências de variação espacial, ainda que não contínuas: o decréscimo no índice ZTR de SW
para NE e o decréscimo na porcentagem dos minerais instáveis (índice INS) da praia para as
dunas frontais incipientes (Figura 4.26). A primeira tendência reflete o padrão geral de
transporte para NE, indicado de forma mais evidente no tópico anterior, pela distribuição
granulométrica. Neste caso ocorreria aumento, dentro da fração areia muito fina, da quantidade
relativa de minerais de elevada densidade e equivalente hidráulico, devido à redução da
granulometria, dentro da mesma fração, no rumo da deriva longitudinal. Situação semelhante é
ralatada por Giannini et al. (1994) para a distribuição de minerais pesados na Ilha do Mel
(Paraná). Mesmo fato explica a segunda tendência, referente ao empobrecimento de instáveis
através transporte eólico da praia às dunas, cabendo aí considerar também que a maioria dos
minerais instáveis (hornblenda e hiperstênio) possui tamanho maior que os minerais mais
estáveis, dentro da mesma classe granulométrica (areia muito fina). Na Ilha Comprida, o diâmetro médio das areias da praia em relação ao das dunas
altera-se muito pouco (de 2,77 para 2,88 phi, respectivamente). Entretanto, a porcentagem de
areia contida nas classes areia fina e areia muito fina modifica-se significativamente, em média
de 70% e 30%, respectivamente, na praia, para 55% e 45%, nas dunas. Portanto, com base
nos trabalhos indicados acima, considera-se aqui uma redução relativa da porcentagem de
minerais instáveis (iINS), da praia para as DFIs, e um enriquecimento relativo de minerais
ultraestáveis (iZTR) no mesmo sentido, relacionado ao afinamento da granulometria. Os teores
encontrados na praia para rutilo e zircão (3,23% e 4,77%) praticamente duplicam e triplicam
(respectivamente) nas dunas (6,29% e 13,28%).
75
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
n=32 r= -0,7 α<0,005 n=32 r= -0,64 α<0,005
n=32 r= +0,35 α=0,025 n=32 r= +0,59 α<0,005
n=32 r= +0,51 α<0,005 n=32 r= +0,53 α<0,005
Figura 4.26. Variação dos índices de estabilidade de minerais pesados na praia (à esquerda,
símbolo circular) e nas DFIs (à direita, símbolo triangular), no sentido de SW para NE. Os símbolos
n, r e α correspondem respectivamente a número de amostras, coeficiente de correlação linear e
nível de significância (por teste de regressão unicaudal t de Student).
A porcentagem dos minerais ultraestáveis (iZTR) apresenta relação inversa com a de
moderadamente estáveis (iMET), sob coeficiente de correlação linear (r) superior ao
apresentado na correlação, também inversa, com instáveis (iINS) (Figura 4.26). O principal
constituinte metaestável da assembléia, o epídoto, aparenta correlação grosso modo inversa
com alterita (Figura 4.27). Interpreta-se aqui que grande parte das alteritas formam-se às
expensas de destruição (com perda de propriedades ópticas) de epídoto. Indício disso é que,
por vezes, o epídoto reconhecido no estudo petrográfico apresenta alterações de borda que
são em tudo semelhantes à maioria dos grãos quantificados de alterita.
76
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
n=32 r= +0,34 0,05>α>0,025 n=32 r= +0,41 α=0,01
n=32 r= +0,14 0,3>α>0,2 n=32 r= +0,39 0,025>α>0,01
Figuras 4.27. Comparação entre as freqüências de contagem de epídoto e de alterita na praia (à
esquerda, símbolo circular) e nas DFIs (à direita, símbolo triangular), no sentido de SW para NE. Os
símbolos n, r e α correspondem respectivamente a número de amostras, coeficiente de correlação linear
e nível de significância (por teste de regressão unicaudal t de Student).
4.5.3. Verificação gráfica do efeito da razão hidráulica
Para verificar a possível influência do equivalente hidráulico dos minerais pesados sobre
sua distribuição ao longo do sistema praia-duna, os minerais transparentes não micáceos
identificados foram subdivididos em dois grupos de comportamento hidráulico supostamente
diferenciado. (Figuras 4.28). O grupo de minerais tidos como “mais equidimensionais e densos”
incluiu zircão, rutilo, estaurolita, granada e monazita; este grupo pode ser considerado e
designado como de alto equivalente hidráulico. O restante dos minerais pesados, turmalina,
hornblenda, cianita, sillimanita, andaluzita, epídoto, hiperstênio, clinopiroxênios e tremolita, foi
agrupado entre os “mais alongados e menos densos”; este grupo será aqui denominado como
de baixo equivalente hidráulico. O gráfico permite observar ligeira tendência de incremento
rumo NE de minerais de baixo equivalente hidráulico, em detrimento dos de equivalente
hidráulico elevado. Este resultado pode ser atribuído à seleção hidráulica por forma e
densidade, no rumo residual de deriva litorânea longitudinal.
77
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
n=32 r= +0,42 0,01>α>0,005 n=32 r= +0,33 0,05>α>0,025
n=32 r= -0,42 0,01>α>0,005 n=32 r= -0,33 0,05>α>0,025
Figura 4.28. Variação dos somatórios de minerais pesados por agrupamento de “mais
equidimensionais e densos” (zircão, rutilo, estaurolita, granada e monazita) versus “mais alongados
e menos densos” (turmalina, hornblenda, cianita, sillimanita, andaluzita, epídoto, hiperstênio,
clinopiroxênios e tremolita) na praia (à esquerda, símbolo circular) e nas DFIs (à direita, símbolo
triangular), no sentido de SW para NE. Os símbolos n, r e α correspondem respectivamente a
número de amostras, coeficiente de correlação linear e nível de significância (por teste de regressão
unicaudal t de Student).
Em tese, os minerais “mais instáveis” incluem-se entre os mais alongados e menos
densos. O mesmo deve ser válido para os minerais “mais estáveis”, em relação aos mais
equidimensionais e densos, exceção feita a turmalina. Para testar o efeito da razão hidráulica
entre os minerais ultraestáveis, a turmalina foi lançada em gráfico contra a soma “zircão mais
rutilo”. A figura 4.29, nesta base, não mostra porém um comportamento inverso (especular)
claro entre os dois grupos, como se esperaria em função da diferença de razão hidráulica entre
ambos, a não ser no terço central da praia (entre as distâncias 20 e 40 km rumo NE). Em linhas
gerais, tanto zircão mais rutilo como turmalina apresentam tendência maior para decréscimo
rumo NE. Já no caso das dunas frontais incipientes, a especularidade entre os dois grupos
torna-se algo mais evidente. A variação longitudinal mais clara nesse caso é o decréscimo de
zircão mais rutilo na metade nordeste da ilha, com manutenção da concentração de turmalina.
O comportamento relativo de zircão mais rutilo versus turmalina permite sugerir que, pelo
menos para o transporte subaquoso ao longo da praia, a concentração relativa de minerais
pesados ultraestáveis não é determinada somente pelo comportamento hidráulico. Outros
fatores, como proveniência sub-regional, podem ser também determinantes da distribuição,
especialmente nos terços extremos da praia.
Uma hipótese ligada a proveniência para explicar o padrão encontrado na distribuição
longitudinal de minerais ultraestáveis no terço nordeste da praia, é o aporte renovado,
78
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
supostamente empobrecido nestes minerais, pelo rio Ribeira de Iguape, via desembocadura de
Icapara. Essa hipótese, no entanto, poderia ser evocada somente para os últimos 5,5
quilômetros do extremo nordeste da Ilha Comprida, que correspondem ao trecho formado sob
influência direta do aporte sedimentar do rio Ribeira de Iguape advindo da construção do Valo
Grande a partir do século XIX. Ela vai contra a evidência de que a redução de ultraestáveis por
fatores não meramente hidráulicos se dá pelo menos em todo o terço nordeste da praia. É
possível portanto que a mudança na composição dos sedimentos preexistentes na planície de
Iguape, erodidos pela paleodesembocadura de Icapara durante sua migração prograssiva rumo
NE, associada ao efeito hidráulico, constituam a explicação mais plausível para a distribuição
de minerais no terço nordeste.
n=32 r= -0,54 α<0,005 n=32 r= -0,62 α<0,005
n=32 r= -0,54 α<0,005 n=32 r= +0,11 0,3>α>0,2
Figuras 4.29. Variação de minerais pesados ultraestáveis por agrupamento de “zircão mais rutilo
versus turmalina” na praia (à esquerda, símbolo circular) e nas DFIs (à direita, símbolo triangular),
no sentido de SW para NE. Os símbolos n, r e α correspondem respectivamente a número de
amostras, coeficiente de correlação linear e nível de significância (por teste de regressão unicaudal t
de Student).
Já em relação ao terço sudoeste, destaca-se o crescimento divergente tanto de
turmalina, como, principalmente, de zircão mais rutilo a partir da distância de 10 km rumo
NE (ponto 5 no gráfico). Esta tendência tem correspondência nos resultados de análise
granulométrica (afinamento seletivo divergente a partir deste ponto), que levaram à
interpretação de divergência de células de deriva. Com base nisso, torna-se possível supor
o aumento relativo do percentual de zircão e rutilo como função da redução do tamanho
médio dos grãos (van Andel, 1959). Desse modo, o gráfico da esquerda na Figura 4.29
(praia) serviria para reafirmar a existência de divergência de deriva na distância 10km.
79
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
CAPÍTULO 5 – MODELO MORFODINÂMICO PARA O SISTEMA PRAIA - DUNA FRONTAL RECENTE DA ILHA COMPRIDA
Além dos estudos da Geobrás (1966), que já apontavam para um modelo de evolução
por adição transversal e longitudinal de cordões litorâneos em cinco fases nos últimos 130 a
150 anos, um novo modelo de crescimento da Ilha Comprida, para um período maior dentro do
Holoceno, foi proposto por Giannini et al. (2003a, 2006) e Guedes (2003). Neste, os autores
usam associação de informações obtidas de fotointerpretação, descrição de perfis em
transectos, análises texturais e mineralógicas e datações por luminescência opticamente
estimulada e 14C. A aquisição de dados foi por eles realizada em três transectos, executados
de modo a atravessar diferentes gerações de cordões litorâneos da barreira. Nestes trabalhos,
conclui-se pela evolução holocênica da ilha dividida em quatro fases principais, onde duas
componentes de crescimento, uma longitudinal e outra transversal, alternam-se em importância
relativa.
De acordo com esse modelo, na fase 1 predominou crescimento para NE, pela adição
de cordões litorâneos curvados para esse rumo, com pronunciado componente de “engorda”
rumo SE (tempos 1 a 3 na Figura 6.1). Na fase 2, haveria crescimento mais pronunciado para
NE, tornando subordinada a componente de alargamento (rumo SE) da ilha (tempos 4 a 6 da
mesma figura). Na fase 3, o crescimento para NE teria sido temporariamente interrompido pelo
morro de Icapara, que funcionou como obstáculo para a corrente de deriva litorânea
longitudinal e assim propiciou fase dominada por alargamento (tempo 7). Por fim, na fase 4, a
“engorda” da ilha atingiu o ponto em que o morro de Icapara não mais funcionava como
obstáculo para a corrente de deriva litorânea longitudinal. A barreira retomou assim seu
crescimento rumo NE, como pode ser observado hoje em dia com a migração da
desembocadura de Icapara (tempo 8).
Giannini et al. (2003a) e Guedes (2003) atentaram ainda para a possibilidade da
existência de uma “fase zero”, que corresponderia à formação de uma barreira transgressiva,
da qual reconheceram, porém, não haver registro aparente em superfície.
Como observação adicional relativa à fase final do modelo acima, merece destaque a
importância da abertura do Valo Grande, em 1852, conforme já proposto por vários autores
(Geobrás, 1966; Teles, 1997; Pisetta, 2006; Giannini et al., 2006). O incremento na descarga
sedimentar da laguna favorecida por este atalho artficial do rio Ribeira de Iguape seria o
principal responsável pelo crescimento da ilha nos últimos anos (instauração da fase 4), com
conseqüente aceleração da erosão da praia do Leste (Ilha de Iguape) e, por conseguinte, do
deslocamento para NE da desembocadura lagunar de Icapara (Giannini et al., 2006).
80
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Guedes (2003) supôs ainda que o rumo NE de deriva litorânea predominante,
observada em suas análises ao largo da ilha, seria o mesmo de hoje, deduzido pelos estudos
prévios de outros autores (Geobrás, 1966; Tessler, 1982; Tessler & Furtado, 1983; Tessler,
1988; Souza, 1997). Mas afirmou, também, a necessidade de uma análise mais detalhada ao
largo do sistema praia - duna atual para uma melhor compreensão desta dinâmica, o que
contribuiria também na verificação da fase final de seu modelo (tempo 8), baseado apenas na
análise de cordões litorâneos.
Neste intuito, foi desenvolvido aqui um modelo morfodinâmico, com base nos estudos
morfológicos e sedimentológicos do sistema praia - duna frontal recente da Ilha Comprida, em
complemento ao modelo original de Giannini et al. (2003a,b) e Guedes (2003) (tempo 8 da
Figura 5.1). Os resultados apontam para a existência de duas células de deriva litorânea
principais. A predominante engloba 53 km da barreira e possui sentido NE. A subordinada
ocorre com deslocamento oposto (SW), englobando os restantes 10 km da barreira. Assim, a
região a 10 km a partir do extremo sudoeste da Ilha Comprida pode ser considerada de
divergência entre as duas células de deriva litorânea. Isto implica vocação erosiva, ou seja, de
fornecimento sedimentar para áreas vizinhas, nesta região. Em termos de morfologia de dunas,
esta interpretação pode ser reforçada pela existência de DFIs muito baixas (até 40 cm), por
vezes em rampas sobre falésias vivas de DFEs e paleodunas ou cordões. Quanto à morfologia
da praia, a região de divergência apresenta maior declividade (≈ 0,72o) que a média da ilha (≈
0,67o) para a face praial; ali, observa-se também a elevação de terraços de berma, por vezes
escavados na forma em planta de cúspides.
81
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 5.1. Modelo evolutivo de crescimento sedimentar da barreira de Ilha Comprida durante o
Holoceno. Detalhado de Giannini et al. (2003a) e Guedes (2003).
De forma geral, o modelo mostra predominância da deriva para NE, confirmando a
especulação de trabalhos prévios. Também detalha e reforça o modelo da fase final de
evolução da Ilha Comprida segundo Giannini et al. (2003a) e Guedes (2003), bem como
suposição de que a deriva litorânea geral não deve ter-se alterado de maneira significativa
durante seu crescimento nos últimos milênios (Figura 5.1) a décadas (Figuras 4.2 e 4.3: modelo
baseado em Geobrás, 1966; Teles, 1997, e este trabalho).
Uma síntese ilustrada da morfologia e morfodinâmica da Ilha Comprida ao longo de seu
sistema praia - duna frontal recente pode ser vista na Figura 5.2.
82
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Figura 5.2. Gráfico de retas de ocorrência ilustrando a síntese morfodinâmica do sistema praia -
duna frontal ativo da Ilha Comprida. A – pontos ao longo do sistema praia - duna frontal; B –
morfologia das DFIs: R (rampa), N (nebkha), C (cordão) e T (terraço); C – presença de franja eólica
ao sopé das DFIs; D – feições da região pós-praia (sem pós-praia definido, quando em branco); E –
regime morfodinâmico interpretado para a praia: ID (intermediário-dissipativo), IR (intermediário-
reflexivo), DC (dissipativo com cúspides) e DI (dissipativo); F – regime de quebra de ondas sobre a
praia (classificação de Galvin, 1968); G – deriva litorânea interpretada. O traço vermelho que
atravessa todas as retas de ocorrência marca a zona interpretada como de divergência das células
de deriva litorânea longitudinal.
83
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
CAPÍTULO 6 – CONCLUSÕES O trabalho realizado baseou-se em três abordagens principais para o estudo da
geologia sedimentar da praia de Ilha Comprida: morfodinâmica, granulométrica e mineralógica.
Baseando-se também na revisão crítica inicial da bibliografia preexistente, e na análise de
feições deposicionais em fotografias aéreas, foi possível atender às três metas previstas, e
chegar a uma proposta de modelo morfodinâmico para esta Ilha. As seguintes conclusões
podem ser destacadas:
A fotointerpretação permitiu identificar mudanças históricas significativas no extremo
nordeste da Ilha Comprida, junto à desembocadura de Icapara. As principais mudanças
verificadas entre os anos de 1962 e 2000 foram o desaparecimento de uma proeminência
arenosa junto à praia e o deslocamento para NE da desembocadura de Icapara,
evidenciado por destacado crescimento da Ilha Comprida no mesmo rumo, em detrimento
(forte erosão) da Praia do Leste (ilha de Iguape) na extremidade oposta da
desembocadura.
⇒
⇒
⇒
⇒
⇒
Registros históricos de mais de 130 anos da região no entorno da extremidade nordeste da
Ilha Comprida reafirmam tendência de deslocamento do canal de Icapara para NE. Em
adição, também é possível apontar rápido alargamento inicial do canal do Valo Grande,
grande variação na largura da extremidade nordeste da barreira (região do campo de dunas
ativo) e existência intermitente de um embaiamento lagunar (na ilha de Iguape) e de um
esporão arenoso (entre 59 e 60 km rumo NE).
Aumento acentuado na largura do canal do Valo Grande ocorreu entre 1870 e 1910 (cerca
de 3,5 m/ano em média), período grosso modo equivalente ao do surgimento e rápido
estreitamento (cerca de 17,5 m/ano em média) da região correspondente ao campo de
dunas ativo do extremo nordeste da ilha (entre os quilômetros 58 e 59, rumo NE).
Detecta-se tendência de estreitamento da desembocadura lagunar de Icapara a partir de
1940. Esta tendência é verificada através da defasagem entre as distâncias percorridas
pela ilha e pela margem norte do canal. Entre 1991 e 2000, porém, a largura do canal de
Icapara aumentou.
A variação da largura da Ilha Comprida na extremidade nordeste não aparenta relação
clara e direta com seu deslocamento no mesmo rumo, exceto talvez entre 1882 e 1908,
período em que se estabelece essa região. Nesse intervalo, o “estrangulamento” desse
trecho da ilha foi quase equivalente ao seu crescimento rumo NE (cerca de 30 m/ano).
84
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
Embora o principal mecanismo de transporte pelo canal de Icapara seja através de
sedimentos suspensos, considera-se importante o retrabalhamento de depósitos antigos da
planície costeira, por transporte de areia em carga de fundo. Nesse aspecto, foi de
fundamental importância o aumento da descarga lagunar após a abertura do Valo Grande,
em 1852. Algumas evidências do aumento desse tipo de transporte são o surgimento de
ilhas arenosas na laguna (entre o Valo Grande e a desembocadura de Icapara) e a
distribuição de “manchas de areia” intercaladas no fundo do canal.
⇒
⇒
⇒
⇒
⇒
⇒
No que se refere especificamente à desembocadura de Icapara, e ao próprio crescimento
recente da Ilha Comprida para NE, este efeito de remobilização de areias preexistentes,
estimulado pelo aumento de vazão devido ao Valo Grande, incluiria a intensificada
dinâmica de meandramento do canal.
Um comportamento meandrante do canal de Icapara pode ser assinalado por sua curvatura
em planta, sua assimetria em perfil e por seu transporte sedimentar transversal com
resultante para SW. Por esta dinâmica, os sedimentos erodidos em Iguape são
redepositados na Ilha Comprida, deslocando o canal de Icapara para norte. Outro indicativo pode ser a diferença (atual) encontrada na descarga sedimentar total (suspensa e trativa)
estimada entre o Valo Grande e o canal, de cerca de 15 ton/ano (57 ton/ano para o Valo
Grande versus 72 ton/ano para o canal de Icapara).
A efemeridade de algumas feições sedimentares refletem a intensa dinâmica sedimentar do
trecho entre o Valo Grande e a desembocadura de Icapara. Como exemplo, incluem-se
entre estas feições a “lagoa” Gapara (existente em fins do século XVIII, reaparecendo em
1882) e um esporão arenoso do extremo nordeste da ilha (registrado de 1943 a 1973).
Na praia da Ilha Comprida, o regime morfodinâmico predominante é o dissipativo, com
quebra deslizante das ondas. Por todo o trecho a partir da distância de 17 km do extremo
sudoeste, a morfologia da praia caracteriza-se por ampla e larga faixa de espraiamento de
baixa declividade (média de 0,66o). Quanto às dunas, predominam nesse trecho os tipos
mais estabilizados (terraço e cordão), que se alternam em baixa freqüência e de forma
monótona.
No trecho correspondente aos primeiros 16 km da ilha em sentido SW-NE, predomina a
morfodinâmica de praia intermediária a dissipativa, com quebra de ondas em transição
para mergulhante. A partir dos 5 primeiros km do mesmo trecho (no sentido SW-NE), a
morfologia apresenta reentrâncias na forma de cúspides escavados na berma. Em relação
às dunas, destaca-se a morfologia de rampas de DFIs ancoradas em falésias vivas de
dunas frontais estabelecidas e de depósitos mais antigos (paleodunas? paleoterraços de
85
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
praia?), alternando-se em alta freqüência com formas dunares de terraço e cordão, a partir
do quilômetro 9 (sentido SW-NE).
Montículos isolados de nebkhas, por vezes associados a terraços baixos, encontram-se
localizados às extremidades da ilha (adjacentes às desembocaduras lagunares) e nas
proximidades de córregos de maior porte (“sangradouros”) ao longo dela. Aos locais de
sua ocorrência, atribui-se um aporte regular e/ou contínuo de sedimentos (especificamente
no caso das extremidades da ilha) e uma maior coesão das areias devido à alta umidade,
o que dificultaria a geração de formas dunares mais proeminentes.
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⇒
⇒
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⇒
Franjas eólicas encontram-se ao sopé de dunas frontais incipientes ou sobre terraços
baixos associados à presença de nebkhas. Sua ocorrência é ampla, mas não há um
padrão aparente de distribuição e/ou forma que se reconheça como correlato à
morfodinâmica da ilha.
O desenvolvimento de vegetação psamófita nas feições eólicas é bem marcado na Ilha
Comprida. Seu estabelecimento é importante na fixação e desenvolvimento das primeiras
formas dunares. Nas dunas frontais incipientes, predomina a ocorrência (ordem
decrescente de importância) de Spartina ciliata, Ipomea pes-caprae (“salsa-de-praia”),
Hydrocotile umbellata (“açariçoba”), Iresine portulacoide e Ipomea litoralis.
Nas amostras coletadas no sistema praia - duna frontal, predominam areias finas a muito
finas, em geral muito bem selecionadas. Areias eólicas e de praia diferenciam-se apenas
sutilmente. Isso ocorre devido à granulação originalmente muito fina da praia em questão,
que constitui assim fonte pouco selecionável pelo vento construtor das dunas frontais
incipientes.
A assimetria mostrou-se o parâmetro de granulometria que melhor diferencia areias eólicas
e praiais na Ilha Comprida. O fato decorre da grande competência do vento em deslocar a
cauda da curva de distribuição granulométrica para as frações mais finas, mesmo para
distâncias muito curtas (dezenas de metros), como é o caso. Com isso, observa-se
predomínio de assimetrias nulas a positivas nas dunas frontais incipientes, em contraste a
assimetria predominantemente negativa das areias de praia.
O padrão combinado de variação longitudinal dos parâmetros diâmetro médio, desvio-
padrão e assimetria das areias da praia é compatível com a hipótese de deriva longitudinal
predominante para NE. Neste rumo, ocorre afinamento da granulação média, com melhora
da seleção e tendência para assimetria mais negativa. Porém, o mesmo padrão ocorre em
sentido oposto (SW) a partir da distância 10 km da desembocadura de Cananéia. A
inversão dos vetores de variação granulométrica nesta distância é indicativa de divergência
de células de deriva litorânea longitudinal.
86
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
A distribuição longitudinal dos teores em massa de minerais pesados nas amostras de
espraiamento apresenta tendência sutil de aumento para NE. Destacam-se graficamente
três picos de elevado teor em massa. Os picos das extremidades podem ser explicados
por sua localização próximo a locais de evidências erosivas, retrabalhando sedimentos
mais antigos enriquecidos em minerais pesados. Na extremidade nordeste, o maior teor
em pesados do pico pode ser favorecido também por um aporte sedimentar renovado
através da desembocadura de Icapara. O pico central não possui evidências diretas de
ação erosiva no sistema praia - duna; coincide, porém, com a região de mais baixa
declividade e largura da praia.
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Mesma tendência de aumento sutil para NE e os mesmos picos de teor de minerais
pesados podem ser acompanhados nas dunas frontais incipientes. Porém, uma pequena
deflexão gráfica, rumo NE, é observada nos picos das dunas em comparação com a praia.
A deflexão deve ocorrer como resultado do transporte eólico efetivo predominante que, na
região da Ilha Comprida, é para NNW.
A assembléia de minerais pesados transparentes não-micáceos, analisada na fração areia
muito fina, é constituída, em ordem decrescente de abundância, por: epídoto, turmalina,
hornblenda, zircão, estaurolita, rutilo, sillimanita, cianita, andaluzita, hiperstênio e granada.
Com menor freqüência, e muito menos abundantes (menos de 1% do total), também são
encontrados tremolita, clinopiroxênios (augita e diopsídio) e monazita.
Analisando a variação dos índices de maturidade mineralógica ao longo do sistema praia -
duna frontal, nota-se ligeira tendência de aumento de metaestáveis (iMET) e instáveis
(iINS) rumo NE (rumo da deriva longitudinal predominante), com concomitante redução do
percentual de ultraestáveis (iZTR). Sendo a maioria dos ultraestáveis de densidade maior e
mais equidimensionais, seu transporte seria assim dificultado em relação aos demais, por
questões de equivalência hidráulica, gerando a tendência observada.
Da praia para as DFIs, nota-se aumento do índice ZTR e diminuição concomitante do
índice de minerais instáveis (iINS). Isso ocorre pela seleção eólica preferencial das frações
mais finas que, paralelamente, são as que concentram minerais pesados mais densos e
estáveis.
O epídoto, componente mais abundante entre os minerais pesados, aparenta correlação
grosso modo inversa com alterita. Por vezes, o epídoto reconhecido no estudo petrográfico
apresenta alterações de borda semelhantes à maioria dos grãos quantificados como
alterita, o que sugere forte relação genética entre ambos.
Embora o efeito da razão hidráulica entre minerais ultraestáveis deva ser considerado para
a praia da Ilha Comprida, o teste gráfico lançando turmalina contra “zircão mais rutilo” não
87
Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
separou nitidamente estes dois grupos. O fato pode estar ligado a um aporte renovado
enriquecido em turmalina, pela desembocadura de Icapara. Destaca-se que a turmalina é o
segundo mineral em teor no sistema praia - duna frontal da ilha.
Por integração de estudos morfológicos (aerofotointerpretação e descrição de campo) e
sedimentológicos (granulometria e mineralogia), destaca-se a existência de duas células
de deriva litorânea atuando na costa da ilha. A primeira, predominante, abrange
aproximadamente 53 km da barreira e é voltada para NE. A subordinada abrange os
restantes 10 km, voltada para o sentido oposto (SW). Assim, ocorre uma zona de
divergência de deriva longitudinal na altura aproximada do km 10 (sentido SW-NE).
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Esta zona de divergência pode ser tida como de vocação erosiva (fornecimento
sedimentar) em relação às áreas vizinhas. A interpretação é reforçada pela existência local
de DFIs muito baixas (até 40 cm), por vezes em rampas sobre falésias vivas de DFEs e
depósitos mais antigos (paleodunas? paleoterraços de praia?). Na face praial, a região é a
que apresenta a mais alta declividade média (0,72o), com presença de cúspides escavados
na berma.
De modo geral, a deriva predominante para NE, como vista em trabalhos anteriores, é aqui
confirmada. Reforça também a idéia de que o rumo da deriva longitudinal não deve ter-se
alterado significativamente durante as principais fases de evolução da Ilha Comprida, até
os dias de hoje, como sugerido por estudos anteriores nos cordões internos da barreira.
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Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
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Daniel R. do Nascimento Jr. Morfologia e sedimentologia ao longo do sistema praia - duna frontal de Ilha Comprida, SP.
97
ANEXO I – TABELAS DE DADOS DA ANÁLISE
GRANULOMÉTRICA E DE MINERAIS
PESADOS
Tabela A1.1. Distribuição granulométrica e parâmetros estatísticos das amostras de espraiamento.
II
Tabela A1.2. Distribuição granulométrica e parâmetros estatísticos das amostras de crista de duna.
III
Tabe
la A
1.3.
Dis
tribu
ição
de
freqü
ênci
a (b
ruta
) de
cont
agem
de
min
erai
s pe
sado
s em
am
ostra
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esp
raia
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to.
IV
V
Tabe
la A
1.4.
Dis
tribu
ição
de
freqü
ênci
a (b
ruta
) de
cont
agem
de
min
erai
s pe
sado
s em
am
ostra
s de
cris
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e du
nas
front
ais.
ANEXO II – FOTOMICROGRAFIAS DE
MINERAIS PESADOS
Quadro A2.1. Topo: epídoto comum (pistachita), exibindo cores vivas de interferência típicas (“manto de
alequim”) (amostra IC-05P). Centro: epídoto cristalino, raro nos sedimentos estudados (IC-01P). Base:
turmalina castanha comum (schorlítica) (IC-21P). Nicóis paralelos (N//) à esquerda, nicóis cruzados (NX)
à direita.
II
Quadro A2.2. Topo: turmalina azul (elbaítica), exibindo absorção da cor natural a nicóis cruzados (IC-
63P). Centro: hornblenda, com borda serrilhada e cores típicas (IC-23D). Base: hornblenda magnésio-
hastingsítica, exibindo coloração natural castanha (IC-23P). Nicóis paralelos (N//) à esquerda, nicóis
cruzados (NX) à direita.
III
Quadro A2.3. Topo: zircão alongado prismático, apresentando várias inclusões (IC-39D). Centro:
estaurolita rara, preservando geminação em forma de apêndice (IC-05P). Base: rutilo raro, apresentando
geminação “em joelho” (IC-37D). Nicóis paralelos (N//) à esquerda, nicóis cruzados (NX) à direita.
IV
Quadro A2.4. Topo: rutilo raro, de tom claro e apresentando geminação tipo polissintética, oblíqua à
elongação (IC-15P). Centro: sillimanita comum, com típicas clivagem bem definida e cores de
interferência de 2a. ordem (IC-21P). Base: cianita apresentando típicas clivagens perpendiculares bem
definidas (IC-21P). Nicóis paralelos (N//) à esquerda, nicóis cruzados (NX) à direita.
V
Quadro A2.5. Topo: andaluzita exibindo inclusões carbonosas típicas (nicóis cruzados à esquerda) (IC-
19D). Centro: dois grãos de hiperstênio, apresentando típico pleocroísmo verde-rosa (sutil) em matizes
opostos, conforme a posição (IC-21P). Base: à esquerda, granada comum (almandina?) apresentando
alteração superficial em forma de picoteamentos (IC-15P); à direita, granada (almandina?) levemente
rosada (IC-09D). Nicóis paralelos (N//) à esquerda e nas figuras da base, nicóis cruzados (NX) à direita.
VI
Quadro A2.6. Tremolita tipicamente fibrosa, com cores de interferência diagnósticas (IC-11D). Nicóis
paralelos (N//) à esquerda, nicóis cruzados (NX) à direita.
VII
ANEXO III – BLOCOS-DIAGRAMAS
ILUSTRATIVOS DA MORFOLOGIA DO SISTEMA
PRAIA - DUNA FRONTAL
Quadro A3.1. Topo, à esquerda: foto do km 02 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (dunas frontais incipientes – nebkhas), FE-BE (franja eólica superposta a berma, com escarpas alternadas), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
II
Quadro A3.2. Topo, à esquerda: foto do km 03 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (dunas frontais incipientes – nebkhas), FE-BE (franja eólica superposta a berma), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
III
Quadro A3.3. Topo, à esquerda: foto do km 06 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (dunas frontais incipientes – nebkhas), FE-BE (ampla franja eólica superposta a berma, escavada em cúspide), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
IV
Quadro A3.4. Topo, à esquerda: foto do km 15 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: PLD (paleodunas isoladas), DFI (dunas frontais incipientes – nebkhas), BE (berma escavada em cúspide), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
V
Quadro A3.5. Topo, à esquerda: foto do km 63 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (dunas frontais incipientes – nebkhas – isoladas), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
VI
Quadro A3.6. Topo, à esquerda: foto do km 12 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (cordão escarpado de duna frontal estabelecida), DFI (duna frontal incipiente – rampa), FE (franja eólica), BE (berma escavada em cúspide), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
VII
Quadro A3.7. Topo, à esquerda: foto do km 21 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: PLD (cordão de paleoduna escarpado), DFI (duna frontal incipiente – rampa pequena), FE (franja eólica), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
VIII
Quadro A3.8. Topo, à esquerda: foto do km 22 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (cordão de duna frontal estabelecida escarpado), DFI (duna frontal incipiente – rampa), FE (franja eólica), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
IX
Quadro A3.9. Topo, à esquerda: foto do km 04 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (cordão baixo de duna frontal estabelecida), DFI (duna frontal incipiente – cordão assimétrico cavalgante), FE (franja eólica), BE (berma escavada em cúspide), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
X
Quadro A3.10. Topo, à esquerda: foto do km 07 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (cordão oblíquo de duna frontal estabelecida), DFI (duna frontal incipiente – cordão coalescido), FE (franja eólica) BE (berma escavada em cúspide), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
XI
Quadro A3.11. Topo, à esquerda: foto do km 10 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (duna frontal incipiente – cordão assimétrico), FE (franja eólica), BE (berma escavada em cúspide), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
XII
Quadro A3.12. Topo, à esquerda: foto do km 14 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (dunas frontais incipiente – cordão), FE (franja eólica), BE (berma escavada em cúspide), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
XIII
Quadro A3.13. Topo, à esquerda: foto do km 23 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (duna frontal estabelecida com ruptura de deflação), DFI (duna frontal incipiente – cordão), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XIV
Quadro A3.14. Topo, à esquerda: foto do km 28 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (duna frontal incipiente – cordão alto), FE (franja eólica), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XV
Quadro A3.15. Topo, à esquerda: foto do km 29 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (duna frontal incipiente – cordão sinuoso), FE (franja eólica), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XVI
Quadro A3.16. Topo, à esquerda: foto do km 33 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (duna frontal incipiente – cordão assimétrico), FE (franja eólica), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XVII
Quadro A3.17. Topo, à esquerda: foto do km 50 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (terraço de duna frontal estabelecida), DFI (duna frontal incipiente – cordão), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XVIII
Quadro A3.18. Topo, à esquerda: foto do km 52 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (cordão aplainado de duna frontal estabelecida), DFI (duna frontal incipiente – cordão aplainado), FE (franja eólica), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XIX
Quadro A3.19. Topo, à esquerda: foto do km 55 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (duna frontal incipiente – cordão), FE (franja eólica), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XX
Quadro A3.20. Topo, à esquerda: foto do km 01 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (duna frontal incipiente – terraço sinuoso), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
XXI
Quadro A3.21. Topo, à esquerda: foto do km 05 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (terraço chato de duna frontal estabelecida), DFI (duna frontal incipiente – terraço achatado), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
XXII
Quadro A3.22. Topo, à esquerda: foto do km 11 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: PLD (paleoduna com ruptura de deflação ativa), DFI (duna frontal incipiente – terraço chato), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
XXIII
Quadro A3.23. Topo, à esquerda: foto do km 26 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (dunas frontais incipientes – terraços pequenos e isolados), FE (franja eólica ampla), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XXIV
Quadro A3.24. Topo, à esquerda: foto do km 40 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (duna frontal incipiente – terraço), FE (franja eólica), PI (praia de morfodinâmica intermediária).
XXV
Quadro A3.25. Topo, à esquerda: foto do km 41 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (duna frontal incipiente – terraço), FE (franja eólica sinuosa), PD (praia de morfodinâmica dissipativo).
XXVI
Quadro A3.26. Topo, à esquerda: foto do km 44 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (terraço de duna frontal estabelecida, separada de DFI por swale - depressão), DFI (duna frontal incipiente – terraço curto), FE (franja eólica), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XXVII
Quadro A3.27. Topo, à esquerda: foto do km 49 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (terraço de duna frontal estabelecida), DFI (duna frontal incipiente – terraço alto), FE (franja eólica), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XXVIII
Quadro A3.28. Topo, à esquerda: foto do km 54 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFE (corsão de duna frontal estabelecida coalescido a DFI), DFI (duna frontal incipiente – terraço escarpado), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XXIX
Quadro A3.29. Topo, à esquerda: foto do km 60 (SW-NE). Topo, à direita: contorno realçando a morfologia deste ponto. Base: bloco-diagrama ilustrativo deste ponto (exagero vertical: 7,5x). Convenções: DFI (dunas frontais incipientes – terraço escarpado), PD (praia de morfodinâmica dissipativa).
XXX